Livro Hidrologia_Clima.pdf - Universidade de Évora
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Capítulo 3<br />
<strong>Clima</strong> e estado do tempo. Fatores e<br />
elementos do clima. Classificação do<br />
clima.<br />
José Andra<strong>de</strong>, Gottlieb Basch<br />
ICAAM - Instituto <strong>de</strong> Ciências Agrárias e Ambientais Mediterrânicas,<br />
Escola <strong>de</strong> Ciência e Tecnologia<br />
<strong>Universida<strong>de</strong></strong> <strong>de</strong> <strong>Évora</strong><br />
1. Sistema climático, clima e estado do tempo<br />
O sistema climático é um sistema composto, fechado mas não<br />
isolado (i.e., não há entrada ou saída <strong>de</strong> massa mas permite trocas <strong>de</strong><br />
energia com o exterior, o espaço), constituído por vários subsistemas<br />
limitados por participações permeáveis e diatérmicas. Os subsistemas são<br />
a Atmosfera - invólucro gasoso que envolve o globo terrestre, a Litosfera -<br />
massas <strong>de</strong> terra da superfície do globo, a Hidrosfera - água líquida<br />
distribuída à superfície do globo, a Criosfera - gran<strong>de</strong>s massas <strong>de</strong> gelo e<br />
<strong>de</strong>pósitos <strong>de</strong> neve, e a Biosfera – seres vivos. A entrada <strong>de</strong> energia no<br />
Sistema Climático tem, predominantemente, origem solar e natureza<br />
radiante. A maior parte da energia emitida pelo Sol provém da sua<br />
Fotosfera.<br />
O estado do tempo e o clima <strong>de</strong>screvem o mesmo sistema, o<br />
Sistema Climático, mas referem-se a escalas temporais diferentes. O clima<br />
<strong>de</strong> uma região ou local é o conjunto das condições meteorológicas<br />
predominantes nessa região ou local durante um longo intervalo <strong>de</strong><br />
tempo, com uma duração mínima <strong>de</strong> três décadas. O clima é caraterizado<br />
pelos valores médios dos diferentes elementos meteorológicos, pela<br />
variabilida<strong>de</strong> <strong>de</strong>stes (estatísticas <strong>de</strong> or<strong>de</strong>m mais elevada como variâncias,<br />
covariâncias, correlações,..) e por informação sobre a ocorrência <strong>de</strong><br />
eventos extremos. O estado do tempo refere-se às condições<br />
meteorológicas instantâneas e à evolução diária dos sistemas sinópticos<br />
individuais. A <strong>de</strong>scrição do clima ou do estado do tempo é feita a partir<br />
do conhecimento <strong>de</strong> um conjunto <strong>de</strong> valores <strong>de</strong> gran<strong>de</strong>zas<br />
meteorológicas. Estes parâmetros, variáveis no tempo e no espaço, são os<br />
elementos climáticos ou meteorológicos.<br />
23
O estado do tempo é objeto <strong>de</strong> estudo da Meteorologia enquanto<br />
que o clima o é da <strong>Clima</strong>tologia. A Meteorologia observa os fenómenos ao<br />
mesmo tempo que os explica, sendo por isso uma ciência analítica,<br />
explicativa e prospetiva; a <strong>Clima</strong>tologia é o estudo do ambiente<br />
atmosférico constituído por uma série <strong>de</strong> estados da atmosfera (clima),<br />
sendo uma ciência <strong>de</strong> síntese e retrospetiva. Os princípios teóricos da<br />
Meteorologia são, basicamente, os da física (termodinâmica, mecânica,<br />
ótica, dinâmica, etc…), pelo que usa frequentemente o cálculo vetorial e<br />
diferencial. A <strong>Clima</strong>tologia usa, fundamentalmente, a estatística.<br />
Fenómenos atmosféricos <strong>de</strong> microescala e <strong>de</strong> escala local são objeto <strong>de</strong><br />
estudo da Micrometeorologia e da Microclimatologia, domínios científicos<br />
assentes no conceito <strong>de</strong> camada limite atmosférica (CLA) ou planetária<br />
(CLP) - camada <strong>de</strong> ar a<strong>de</strong>rente à superfície terrestre resultante da ação do<br />
vento e do atrito e da variação térmica <strong>de</strong>ssa mesma superfície, com<br />
espessura variável (no espaço e no tempo), <strong>de</strong>senvolvendo-se até on<strong>de</strong> se<br />
faça sentir a influência da superfície sobre a qual se forma, sendo<br />
normalmente constituída por duas subcamadas (laminar e turbulenta), ao<br />
longo das quais se transporta momento, energia e massa.<br />
2. Cartas Sinópticas e normais <strong>Clima</strong>tológicas<br />
Uma carta sinóptica mostra o estado da atmosfera num dado<br />
momento (Figura 3.1). A leitura <strong>de</strong> uma carta sinóptica permite a<br />
caracterização do estado do tempo e a previsão da sua evolução. Estes<br />
mapas usam dados obtidos por satélites, balões meteorológicos,<br />
aeronaves, satélites e sensores remotos terrestres.<br />
24<br />
Figura 3.1. Carta sinóptica, <strong>de</strong> previsão meteorológica para o dia 22 <strong>de</strong> Maio <strong>de</strong><br />
2011 (IM, 2011).
O clima <strong>de</strong> uma região ou <strong>de</strong> um local po<strong>de</strong> ser <strong>de</strong>scrito por uma<br />
Normal <strong>Clima</strong>tológica (Quadro 3.1). A Normal consiste em valores<br />
médios mensais <strong>de</strong> diversas variáveis meteorológicas, calculados para um<br />
período <strong>de</strong> 30 anos consecutivos <strong>de</strong> observações. O Instituto <strong>de</strong><br />
Meteorologia publicou Normais <strong>Clima</strong>tológicas relativas a diferentes<br />
estações meteorológicas do território nacional para diferentes períodos<br />
(1921-1950, 1931-1960, 1941-1970, 1951-1981, 1961-1990). O número <strong>de</strong><br />
estações sobre as quais há valores normais aumentou consi<strong>de</strong>ravelmente<br />
ao longo do século passado (12 no período 1901-1930, 52 no período 1931-<br />
1960, mais <strong>de</strong> cem no período entre 1951-1980).<br />
Constam das Normais <strong>Clima</strong>tológicas valores médios mensais e<br />
anuais <strong>de</strong> temperatura, humida<strong>de</strong>, precipitação, insolação, evaporação e<br />
nebulosida<strong>de</strong>, estatísticas sobre a direção e a velocida<strong>de</strong> do vento<br />
(velocida<strong>de</strong> média para cada rumo e frequência <strong>de</strong> ocorrência <strong>de</strong>sse<br />
rumo) e o número médio <strong>de</strong> dias em que se observaram <strong>de</strong>terminadas<br />
condições meteorológicas (vento forte, temperaturas extremas,<br />
precipitação intensa, nevoeiro, geada, trovoada, orvalho,...). Além disso,<br />
há também informação sobre as coor<strong>de</strong>nadas geográficas, a aceleração da<br />
gravida<strong>de</strong> no local, a diferença entre a hora utilizada e a hora <strong>de</strong><br />
Greenwich, a altitu<strong>de</strong> do solo no local e da tina do barómetro, as alturas<br />
acima do solo do reservatório do termómetro seco, da cabeça do<br />
anemómetro, da ban<strong>de</strong>ira do catavento e da boca do udómetro.<br />
3. Variabilida<strong>de</strong> do tempo e do clima<br />
O estado do tempo varia com a evolução mais ou menos rápida<br />
das condições atmosféricas. Tal evolução po<strong>de</strong> ser prevista em horas ou<br />
em dias e é objeto <strong>de</strong> estudo da Meteorologia Sinóptica.<br />
Estado climático é um estado conceptual do sistema climático<br />
(interno) caracterizado pelos valores médios (normais, se referentes a um<br />
intervalo <strong>de</strong> 30 anos), conjuntamente com a sua variabilida<strong>de</strong> e outras<br />
características dum conjunto completo <strong>de</strong> gran<strong>de</strong>zas (temperatura,<br />
precipitação,…), referente a uma região do sistema globo-atmosfera e a<br />
um certo intervalo <strong>de</strong> tempo, sempre superior à vida média dos sistemas<br />
meteorológicos <strong>de</strong> escala sinóptica e ao tempo limite teórico em que o<br />
comportamento da atmosfera po<strong>de</strong> ser previsto (vários dias, em ambos os<br />
casos).<br />
25
JAN 147,0 49,0 4 6 6 94,460,6 68,1 0,6 0,0 0,0 2,1 0,0 13,1 7,6 14,1 10,1 3,1 0,1-0,1 0,3 7,9 4,9 2,2-0 JAN<br />
FEV 154,7 52,0 5 6 6 84,6 46,2 75,2 0,6 0,0 0,0 2,1 0,0 11,7 6,9 12,9 10,1 3,0 0-0,4 0,8 5,8 4,9 0,8-0 FEV<br />
MAR 190,1 52,0 5 7 6 82,946,4 109,6 0,1 0,1 0,0 2,4 0,1 13,3 6,3 12,5 9,4 3,0 0-0,4 0,9 4,5 5,0 0,5-0 MAR<br />
ABR 239,6 61,0 5 6 6 48,7 46,3 144,8 0,0 1,2 0,0 2,0 0,0 12,5 6,7 9,3 6,8 1,6 0-0,3 1,7 3,3 3,0 0,2-0 ABR<br />
MAI 296,1 68,0 4 6 5 39,1 39,2 196,2 0,0 8,4 0,3 1,3 0,0 9,9 8,5 7,5 5,4 1,3 0-0,2 1,4 4,0 2,0 0-0 MAI<br />
JUN 317,3 72,0 4 5 4 26,6 42,6 231,9 0,0 17,0 0,5 0,8 0,0 7,5 10,6 4,7 2,9 1,0 0-0,1 1,4 2,6 0,8 0-0 JUN<br />
JUL 379,6 85,0 2 2 2 6,2 69,8 307,3 0,0 27,3 2,5 1,0 0,0 2,0 20,8 0,9 0,5 0,1 0-0,1 0,6 2,0 0,1 0-0 JUL<br />
AGO 358,1 86,0 3 3 2 3,0 15,5 317,2 0,0 26,4 3,3 0,9 0,0 2,7 19,3 1,4 0,6 0,0 0-0 0,4 1,5 0,4 0-0 AGO<br />
SET 259,3 70,0 4 4 4 25,0 57,4 228,1 0,0 19,0 2,0 0,5 0,0 6,6 11,5 4,3 2,8 0,7 0-0,1 1,5 3,1 0,6 0-0 SET<br />
OUT 211,5 62,0 4 6 5 66,7 66,2 154,4 0,0 6,2 0,1 0,9 0,0 10,1 8,5 9,3 6,7 2,1 0-0 1,2 3,8 2,3 0-0 OUT<br />
NOV 164,1 55,0 4 6 6 78,7 86,4 91,6 0,0 0,2 0,0 2,0 0,0 10,8 8,6 10,9 7,9 2,6 0-0 0,8 5,3 6,4 0,6-0 NOV<br />
DEZ 152,1 52,0 4 6 5 86,5 71,0 70,4 0,5 0,0 0,0 2,3 0,1 10,8 8,8 12,7 8,9 3,1 0-0,1 0,5 6,8 4,9 2,9-0 DEZ<br />
ANO 2869,5 64,0 4 5 5 642,6 86,4 1994,8 1,8 105,8 8,7 18,3 0,2 111,0 124,1 100,5 72,1 21,6 0,0 11,5 50,6 35,3 0,0 ANO<br />
Total<br />
(dia)<br />
(%)<br />
9 h 15 h 21 h<br />
Total<br />
N>8<br />
Máx<br />
Evaporação E(mm)<br />
Min25ºC<br />
Min>20ºC<br />
V >36 Km/h<br />
V >55 Km/h<br />
N0,1 mm<br />
R>1 mm<br />
Mês<br />
R>10 mm<br />
Neve-Gran.,Sar.<br />
Trovoada<br />
Nevoeiro<br />
Orvalho<br />
Geada-neve (solo)<br />
Mês<br />
JAN 981,1 1019,8 7,3 10,3 10,7 9,3 12,5 6,1 20,1 -2,1 88 78 76 9,6-17 14,1-13,5 10,9-12 10,3-14,5 9,5-15,2 15,8-16,8 10,5-16,6 19-17,9 0,3 15,9 JAN<br />
FEV 979,5 1018,0 7,5 11,1 11,8 9,9 13,3 6,4 23,8 -5,0 86 73 70 10,6-15,8 14,1-15,8 8,2-13 8,8-15,1 9,8-16,2 16,5-18,6 13,6-18,6 18,3-18,3 0,2 16,7 FEV<br />
MAR 978,3 1016,5 8,5 13,2 14,0 11,5 15,4 7,6 26,0 -1,2 84 67 64 11,6-17 13,2-16,4 7,4-13,2 9,0-14,4 7,3-15,1 17,9-18,1 13,1-17,6 20,2-18,8 0,1 16,6 MAR<br />
ABR 977,4 1015,3 9,7 15,8 16,6 13,6 18,1 9,0 29,6 1,4 84 58 55 11,7-16,8 12,6-16,2 4,8-13,2 5,6-13,6 7,9-13,4 13,8-16,3 12,2-16,4 25,3-19,2 0,1 16,4 ABR<br />
MAI 978,0 1015,5 11,9 19,3 20,5 16,6 21,9 11,3 36,5 5,0 84 53 49 15,9-17 7,7-14,1 3,5-13,8 4,5-12,6 6,3-14,1 16,5-16,8 13,2-15,4 32,4-19,1 0 17,0 MAI<br />
JUN 978,8 1015,7 14,5 22,9 24,5 19,9 25,9 13,8 39,7 8,0 84 49 44 15,5-15,8 5,4-14,0 2,8-10,7 3,4-11,4 7,0-11,8 14,8-14,9 16,6-15,0 34,6-18,4 0 16,5 JUN<br />
JUL 979,0 1015,1 16,5 26,2 28,5 22,8 29,9 15,7 40,6 10,2 81 42 36 14,7-16,9 4,6-13,1 2,3-11,2 3,3-11,8 4,9-11,0 13,7-12,5 16,1-14,9 40,4-18,9 0 17,2 JUL<br />
AGO 978,4 1015,4 16,7 26,3 28,4 23,0 29,8 16,1 39,5 11,0 77 41 35 15,8-16,3 4,3-14,4 1,9-11,4 2,9-11,5 4,5-10,8 9,4-13,0 16,2-16,2 15,3-18,7 0 17,5 AGO<br />
SET 979,4 1016,4 16,1 23,9 25,1 21,1 26,9 15,3 38,8 7,6 79 48 44 12,0-14,6 7,0-13,4 4,5-10,6 6,0-11,0 6,7-11,6 16,1-12,9 14,6-13,5 32,8-17,0 0,2 15,1 SET<br />
OUT 979,4 1016,9 13,7 19,3 19,4 17,1 21,5 12,8 32,4 4,0 81 59 57 12,4-14,6 11,7-14,6 7,6-12,4 11,8-13,1 10,4-13,8 13,3-14,4 10,0-14,9 22,6-16,9 0,4 14,7 OUT<br />
NOV 979,9 1018,1 9,9 14,1 13,7 12,4 16,0 8,8 28,4 0,6 84 70 71 13,3-16,2 15,2-13,6 9,7-11,1 10,5-14,5 8,0-15,8 13,3-17,3 9,4-15,3 20,4-18,2 0,1 15,6 NOV<br />
DEZ 981,0 1019,6 7,7 10,9 10,7 9,7 13,0 6,5 21,1 -2,9 86 76 76 14,8-15,9 15,8-13,5 8,9-11,3 8,3-14,7 6,3-16,4 13,2-17,2 9,7-18,1 22,8-18,3 0,1 16,1 DEZ<br />
ANO 979,2 1016,9 11,7 17,8 18,7 15,6 20,4 10,8 40,6 -5,0 83 60 56 13,7-16,2 10,5-14,5 6,0-12,1 7,0-13,6 7,4-14,0 14,5-15,9 12,9-15,9 27,9-8,4 0,1 16,3 ANO<br />
Número <strong>de</strong> dias<br />
Número <strong>de</strong> dias<br />
Insolação Nebulosida<strong>de</strong> Precipitação<br />
Temperatura Velocida<strong>de</strong> Nebulosi-<br />
Precipitação<br />
I<br />
N (0-10) R (mm)<br />
do ar (Ta) do vento (V) da<strong>de</strong> N<br />
(R)<br />
ÉVORA (1951-1980)<br />
f =38º34'N;l = 7º54 W;g = 9,80004 m s ;DG = 0 h Hs = 309 m; Hb = 321 m; ht = 19,6 m; ha = 22,9 m; hd = 21,6 m; hr = 1,5 m<br />
Vento<br />
Nº (nd) <strong>de</strong> observações - velocida<strong>de</strong> média V (Km hora<br />
Mês<br />
Nível ___ ___<br />
do mar<br />
Max Min<br />
N NE E SE S SW W NW C<br />
-1 Pressão<br />
Temperatura<br />
Humida<strong>de</strong><br />
atmosférica<br />
do ar<br />
relativa do ar<br />
P (mb)<br />
T (ºC)<br />
RH (%)<br />
)<br />
para cada rumo<br />
9 h 15 h 21 h<br />
Max Min 9 h 15 h 21 h<br />
No local<br />
Mensal<br />
V média<br />
Mês<br />
Quadro 3.1. Normal <strong>Clima</strong>tológica <strong>de</strong> <strong>Évora</strong> relativa ao período 1951-1980 (INMG, 1991)
Uma variação do clima consiste na diferença estatisticamente<br />
significativa entre estados climáticos do mesmo tipo, <strong>de</strong>vido à variação do<br />
conjunto <strong>de</strong> condições-fronteira ou internas ao sistema. À variabilida<strong>de</strong><br />
do clima estão associados períodos relativamente extensos, que po<strong>de</strong>m<br />
durar <strong>de</strong> décadas a milhões <strong>de</strong> anos.<br />
A variabilida<strong>de</strong> do clima inclui efeitos periódicos (ocorrem com<br />
regularida<strong>de</strong> e com período e fase pre<strong>de</strong>terminados), quase periódicos<br />
(ocorrem com frequência aproximada) e não periódicos (sem regularida<strong>de</strong><br />
na frequência com que ocorrem). Consoante a escala <strong>de</strong> tempo em<br />
questão, a variabilida<strong>de</strong> do clima traduz-se em flutuações aleatórias<br />
(ruído climático), anomalias ou variações climáticas, e mudanças ou<br />
alterações climáticas. Às flutuações aleatórias (cheias, secas, meses<br />
extremamente quentes ou frios) não estão associadas quaisquer<br />
tendências <strong>de</strong> mudança real do clima; anomalias climáticas são diferenças<br />
entre valores médios calculados sobre uma coletivida<strong>de</strong> homogénea <strong>de</strong><br />
anos, estações ou meses e os valores espectáveis correspon<strong>de</strong>ntes; uma<br />
mudança ou uma alteração climática é <strong>de</strong>finida pela diferença entre os<br />
valores médios relativos a períodos homólogos suficientemente longos<br />
(em geral, décadas) <strong>de</strong> um parâmetro climático e das suas estatísticas.<br />
O estudo dos efeitos da variação do clima nos processos e<br />
componentes hidrológicos <strong>de</strong>verá incluir a previsão <strong>de</strong> secas ou <strong>de</strong> cheias,<br />
a variação da evapotranspiração potencial e da intensida<strong>de</strong> da<br />
precipitação, a resposta hidrológica das bacias hidrográficas, a geografia<br />
dos efeitos nos componentes do ciclo hidrológico, etc… Contudo, não é<br />
fácil <strong>de</strong>duzir tais efeitos pois há que ter em conta uma a<strong>de</strong>quada<br />
articulação entre as escalas da previsão climática e da mo<strong>de</strong>lação<br />
hidrológica, os erros associados aos dados climáticos e dados<br />
hidrológicos, assim como a difícil conversão <strong>de</strong> inputs climáticos em<br />
respostas hidrológicas (Barley & Chorley, 2003).<br />
4. Fatores do clima<br />
Os fatores climáticos são os elementos naturais e humanos<br />
capazes <strong>de</strong> influenciar e alterar as características ou a dinâmica do clima,<br />
em escalas temporais e espaciais diversas. O clima e a sua variabilida<strong>de</strong><br />
são o resultado da ação conjunta <strong>de</strong> fatores que po<strong>de</strong>m ser externos ou<br />
internos ao sistema Climático (Figura 3.2). Entre os primeiros,<br />
forçamentos normalmente associados a processos <strong>de</strong> interação com um ou<br />
mais componentes do sistema climático, <strong>de</strong>stacam-se fatores cósmicos<br />
como as variações da órbita da Terra relacionadas com a sua<br />
excentricida<strong>de</strong>, a inclinação e a oscilação do eixo <strong>de</strong> rotação da terra, os<br />
efeitos relacionados com a variabilida<strong>de</strong> da ativida<strong>de</strong> solar, os processos<br />
27
tectónicos e as erupções vulcânicas. Entre os segundos, forçamentos<br />
internos associados em grau diverso a processos <strong>de</strong> interação (não<br />
lineares) entre os diferentes componentes do sistema climático, <strong>de</strong>stacamse<br />
as variações ocorridas no albedo (refletivida<strong>de</strong>) das superfícies, na<br />
composição atmosférica e na nebulosida<strong>de</strong>, as correntes marítimas e a<br />
proximida<strong>de</strong> do mar, a fisiografia e a vegetação e, naturalmente, a latitu<strong>de</strong><br />
e a altitu<strong>de</strong>. As mudanças ou alterações climáticas po<strong>de</strong>m ainda terem<br />
causas induzidas pela ativida<strong>de</strong> humana (interferência na composição<br />
atmosférica ou na cobertura da superfície terrestre, etc…).<br />
28<br />
Factores cósmicos: variação<br />
orbital, activida<strong>de</strong> solar,<br />
meteoritos.<br />
Forçamentos radiativos:<br />
composição atmosférica, albedoheteogeneida<strong>de</strong><br />
da superfície<br />
(fisografia, vegetação)<br />
Intercâmbio <strong>de</strong> energia: hidrosferaatmosfera,<br />
hidrosfera-litosfera<br />
(proximida<strong>de</strong> do mar )<br />
FATORES EXTERNOS<br />
<strong>Clima</strong><br />
Terrestre<br />
Processos tectónicos,<br />
erupções vulcânicas<br />
Intervenção humana<br />
Correntes planetárias: circulação geral da<br />
atmosfera, correntes marítimas, fisiografia e<br />
vegetação.<br />
FATORES INTERNOS<br />
Figura 3.2. Fatores <strong>de</strong>terminantes do clima e das suas mudanças.<br />
4.1. Fatores externos ao sistema climático<br />
As consequências da ação dos fatores externos ao sistema<br />
climático (ou fatores cósmicos) na variação do clima têm a ver<br />
principalmente com a variação da quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> energia solar que chega<br />
ao topo da atmosfera terrestre e com a distribuição ou incidência da<br />
mesma na superfície terrestre. Estas variações são causadas quer pelas<br />
variações da própria órbita terrestre, quer pelas variações nas emissões da<br />
energia solar, quer ainda pelas ativida<strong>de</strong>s tectónica e vulcânica.<br />
4.1.1. Variação orbital da Terra<br />
Segundo a teoria <strong>de</strong> Milankovitch (Figura 3.3), existem variações<br />
cíclicas normais da órbita terrestre que fazem variar ao longo do tempo a<br />
energia solar recebida à superfície da Terra e que, <strong>de</strong>ste modo, po<strong>de</strong>m<br />
explicar mudanças climáticas periódicas do passado. A primeira pren<strong>de</strong>-
se com a excentricida<strong>de</strong> da órbita da terra (Figura 3.3a), isto é, com a<br />
elipse pouco alongada que a Terra <strong>de</strong>screve no seu movimento <strong>de</strong><br />
translação. No entanto, existe uma mudança gradual da forma elíptica da<br />
órbita para quase circular, e vice-versa, sendo a duração <strong>de</strong>ste ciclo<br />
aproximadamente <strong>de</strong> 100.000 anos. Quanto maior for a excentricida<strong>de</strong> da<br />
órbita (mais elíptica), maior é a diferença da energia solar recebida na<br />
parte exterior da atmosfera entre o ponto mais próximo (afélio) e mais<br />
distante (periélio) do sol. Atualmente a Terra encontra-se numa situação<br />
<strong>de</strong> pouca excentricida<strong>de</strong>, com uma diferença na distância entre afélio e<br />
periélio <strong>de</strong> apenas 3%, o que correspon<strong>de</strong> a uma variação da energia solar<br />
recebida <strong>de</strong> cerca <strong>de</strong> 7%. No ponto máximo da excentricida<strong>de</strong>, as<br />
diferenças na distância e na quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> energia recebida são <strong>de</strong> 9% e<br />
entre 20-30%, respetivamente.<br />
Figura 3.3. Os ciclos <strong>de</strong> Milankovitch.<br />
Uma segunda variação observada é a alteração na inclinação do<br />
eixo (obliquida<strong>de</strong>) da Terra em relação ao plano da sua órbita (Figura<br />
3.3b). Como resultado <strong>de</strong> vários fatores, a inclinação do eixo po<strong>de</strong> variar<br />
entre cerca <strong>de</strong> 22,1° e 24,5°. Atualmente, esta inclinação é <strong>de</strong> 23,44°, em<br />
fase <strong>de</strong>scen<strong>de</strong>nte. Este ciclo tem uma duração <strong>de</strong> aproximadamente 41000<br />
anos. Quanto maior for o ângulo, tanto maior são as diferenças térmicas<br />
entre verão e inverno nas latitu<strong>de</strong>s médias e elevadas. Todavia, verifica-se<br />
uma maior expansão do gelo nos pólos do globo terrestre (glaciação)<br />
quando o ângulo é menor, provocando invernos mais “quentes” (mais<br />
precipitação nas latitu<strong>de</strong>s mais altas) e verões mais frios (menor <strong>de</strong>gelo).<br />
Existe, ainda, um terceiro fator <strong>de</strong> variação, <strong>de</strong>nominado<br />
precessão do eixo da Terra, a qual provoca uma alteração na distribuição<br />
da energia solar sobre a superfície terrestre. Este fenómeno, comparável<br />
com o movimento <strong>de</strong> um pião, <strong>de</strong>ve-se principalmente à influência<br />
conjunta das forças gravitacionais do Sol e da Lua, e ao facto da Terra não<br />
ser uma esfera perfeita (distância centro-pólos < centro-equador), com<br />
distribuição igual da sua massa. Assim, o eixo da Terra <strong>de</strong>screve um<br />
círculo imaginário no céu celeste, conforme indicado na Figura 3.3c,<br />
29
estando orientado, atualmente, para a Estrela Polar, e daqui a cerca <strong>de</strong><br />
13.000 anos, percorrida meta<strong>de</strong> do seu círculo, para a constelação <strong>de</strong> Vega.<br />
Sobreposto a esta variação do eixo a longo prazo, verifica-se uma<br />
oscilação <strong>de</strong> curto prazo, provocada pela força gravitacional da Lua,<br />
<strong>de</strong>nominada nutação (N na Figura 3.4), que tem um ciclo <strong>de</strong> 18,6 anos.<br />
A combinação <strong>de</strong>stes ciclos <strong>de</strong> Milankovitch mostra uma boa<br />
correspondência com períodos mais quentes e mais frios (glaciação) da<br />
Terra.<br />
30<br />
Figura 3.4. Movimentos <strong>de</strong> precessão (a) e nutação (b) do eixo da Terra.<br />
4.1.2. Ativida<strong>de</strong> solar<br />
A ativida<strong>de</strong> do sol e a consequente emissão <strong>de</strong> radiação a partir<br />
<strong>de</strong>le não são constantes. A observação <strong>de</strong> manchas solares data <strong>de</strong> 800 a.c.<br />
e o seu registo contínuo já tem 400 anos. Devido a diferenças na<br />
velocida<strong>de</strong> <strong>de</strong> rotação entre os pólos e o equador, com consequências para<br />
o campo magnético, formam-se manchas mais escuras (e “frias”) cuja<br />
maior ocorrência, no entanto, está correlacionada com uma radiação mais<br />
intensa emitida pelo sol. Sabe-se que a frequência das manchas solares<br />
varia ciclicamente, e que, apesar do seu efeito sobre a variação da radiação<br />
ser pequeno (~0,1%), se lhe atribui um impacto sobre o clima terrestre.<br />
Conhecem-se vários ciclos solares <strong>de</strong> duração diferente. O ciclo <strong>de</strong><br />
Schwalbe (Figura 3.5a) com uma duração entre 9 a 12 anos implica um<br />
aumento gradual do número <strong>de</strong> manchas, seguido <strong>de</strong> um <strong>de</strong>créscimo<br />
abrupto. Existem outras variações cíclicas (Figura 3.5b) da ativida<strong>de</strong> solar<br />
com durações mais longas (22 anos – ciclo <strong>de</strong> Hale; ~87 anos – ciclo <strong>de</strong><br />
Gleissberg; 210 anos – ciclo <strong>de</strong> Suess; 2300 anos – ciclo <strong>de</strong> Hallstatt) que<br />
são utilizadas para explicar variações da temperatura à superfície
terrestre, como é o caso da pequena Ida<strong>de</strong> do Gelo entre 1650 e 1700<br />
(Mínimo <strong>de</strong> Maun<strong>de</strong>r, Figura 3.5b).<br />
4.1.3. Impacto <strong>de</strong> meteoritos<br />
Apesar <strong>de</strong> serem eventos muito raros e não cíclicos, a queda <strong>de</strong><br />
meteoritos <strong>de</strong> gran<strong>de</strong>s dimensões po<strong>de</strong>rá afetar o clima terrestre. Ao<br />
arremessar gran<strong>de</strong>s quantida<strong>de</strong>s <strong>de</strong> poeiras e <strong>de</strong>tritos para a atmosfera e<br />
até à órbita da Terra, e ao provocar a libertação <strong>de</strong> enormes quantida<strong>de</strong>s<br />
<strong>de</strong> CO2 na sequência <strong>de</strong> incêndios <strong>de</strong> gran<strong>de</strong>s dimensões, a reduzida<br />
quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> radiação recebida à superfície e o aumento do efeito <strong>de</strong><br />
estufa daí resultantes po<strong>de</strong>rão ter consequências imediatas. O calor<br />
excessivo na atmosfera po<strong>de</strong>rá resultar na formação <strong>de</strong> ácido nítrico e,<br />
consequentemente, em períodos <strong>de</strong> chuvas ácidas que po<strong>de</strong>rão afetar não<br />
só a biosfera terrestre, como também os ecossistemas dos oceanos.<br />
Figura 3.5. Variações cíclicas da ativida<strong>de</strong> solar: (a) Ciclo <strong>de</strong> Schwalbe; (b) Ciclo <strong>de</strong><br />
manchas solares observadas durante 400 anos (Roh<strong>de</strong>, 2006).<br />
4.1.4. Deriva dos continentes e a tectónica <strong>de</strong> placas<br />
A fragmentação da litosfera em várias placas tectónicas que se<br />
movimentam sobre a astenosfera resulta na <strong>de</strong>riva dos continentes a<br />
partir da “Pangeia” como continente inicial único e, segundo a teoria <strong>de</strong><br />
Wegener, da sua separação nos continentes da Gondwana (América do<br />
Sul, África, Austrália e Índia) e Laur (América do Norte, Europa, Ásia e o<br />
Árctico).<br />
Os efeitos dos movimentos das placas tectónicas e da <strong>de</strong>riva dos<br />
continentes sobre as alterações climáticas, em termos <strong>de</strong> tempo geológico,<br />
pren<strong>de</strong>m-se, principalmente, com o seu impacto sobre a distribuição das<br />
terras firmes e das massas <strong>de</strong> água pelo globo e a consequente alteração<br />
nos fluxos energéticos. Associados a este fenómeno estão movimentos<br />
orogenéticos <strong>de</strong> formação <strong>de</strong> montanhas, que po<strong>de</strong>m influenciar <strong>de</strong> forma<br />
31
significativa a circulação da atmosfera, e assim, modificar o clima nas<br />
regiões afetadas.<br />
4.1.5. Ativida<strong>de</strong> vulcânica<br />
Durante muitos anos, climatologistas notaram uma relação entre a<br />
ocorrência <strong>de</strong> erupções vulcânicas <strong>de</strong> gran<strong>de</strong>s dimensões e uma “alteração<br />
do clima <strong>de</strong> curto prazo”. Por exemplo, um dos anos mais frios dos<br />
últimos dois séculos, a nível global, ocorreu a seguir à forte erupção do<br />
Tambora na Indonésia, em 1815. Todavia, não parece que a causa<br />
principal para o arrefecimento a seguir a estes eventos seja <strong>de</strong>vida à<br />
diminuição na transmissão da radiação através das poeiras, pois estas<br />
sedimentam quase na totalida<strong>de</strong> <strong>de</strong>ntro <strong>de</strong> um prazo <strong>de</strong> 6 meses. Assumese<br />
que a causa sejam as enormes quantida<strong>de</strong>s <strong>de</strong> dióxido <strong>de</strong> enxofre<br />
libertadas para a atmosfera que permanecem na estratosfera até três anos,<br />
formando uma <strong>de</strong>nsa neblina brilhante que reduz a transmissão da<br />
radiação solar. Assim, os investigadores acreditam que as 20 Mt <strong>de</strong><br />
dióxido <strong>de</strong> enxofre libertadas pela erupção do Pinatubo em 1991 tenham<br />
sido o principal responsável pela diminuição em 0,8°C da temperatura<br />
média global em 1992.<br />
4.2. Fatores internos ao sistema climático<br />
Para além dos fatores cósmicos, que se pren<strong>de</strong>m principalmente<br />
com a chegada <strong>de</strong> uma menor ou maior quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> radiação à<br />
superfície terrestre, afetando, assim, o balanço energético globoatmosfera,<br />
existem fatores internos ao próprio sistema climático que<br />
contribuem para uma alteração quer na receção quer na distribuição da<br />
energia solar a nível global ou à escala local e regional. Pelo exposto no<br />
parágrafo anterior o clima num dado local da Terra <strong>de</strong>pen<strong>de</strong>ria em<br />
primeiro lugar, da sua latitu<strong>de</strong>, visto que a energia solar recebida à<br />
superfície varia consoante o ângulo <strong>de</strong> incidência dos raios solares.<br />
Po<strong>de</strong>mos ainda <strong>de</strong>duzir da Figura 3.6 que, através do efeito <strong>de</strong> estufa<br />
natural, a altitu<strong>de</strong> influencia, <strong>de</strong> forma marcante, a temperatura <strong>de</strong> um<br />
local. Se o clima fosse o resultado, principalmente, <strong>de</strong>stes dois fatores, a<br />
zonagem climática do globo terrestre apresentar-se-ia em faixas paralelas<br />
ao equador, modulada em função da altitu<strong>de</strong>. Veremos em seguida que,<br />
apesar <strong>de</strong> a latitu<strong>de</strong> e a altitu<strong>de</strong> serem fatores climáticos importantes,<br />
existem muitos outros fatores internos do clima, que são responsáveis por<br />
uma zonagem diferente da referida atrás, por vezes até traduzida em<br />
faixas perpendiculares ao equador.<br />
32
4.2.1. Albedo<br />
Albedo <strong>de</strong> uma superfície é a proporção da radiação solar<br />
inci<strong>de</strong>nte que é refletida por essa mesma superfície, e o seu valor po<strong>de</strong><br />
variar entre 0 e 1. O albedo <strong>de</strong>pen<strong>de</strong> não só da natureza das superfícies<br />
mas também da inclinação dos raios solares que, por sua vez, <strong>de</strong>pen<strong>de</strong> da<br />
latitu<strong>de</strong> e da altura do ano (Quadro 3.2).<br />
Superfícies aquáticas como os oceanos apresentam valores baixos<br />
<strong>de</strong> refletivida<strong>de</strong> (cerca <strong>de</strong> 0,1), enquanto que superfícies cobertas com<br />
neve ou nuvens <strong>de</strong> diferentes tipos po<strong>de</strong>m refletir até 90% (0,9) da<br />
radiação recebida. O albedo do sistema globo-atmosfera <strong>de</strong>pen<strong>de</strong><br />
principalmente da nebulosida<strong>de</strong> e da natureza da superfície,<br />
<strong>de</strong>signadamente da presença ou ausência nesta <strong>de</strong> neve ou gelo, da<br />
cobertura vegetal e do tipo <strong>de</strong> exploração da terra.<br />
Quadro 3.2. Albedo (0-1) em função da inclinação dos raios solares e da natureza<br />
das superfícies: A. Inclinação dos raios solares (valores médios para duas estações<br />
do ano em três latitu<strong>de</strong>s diferentes); B. Superfícies aquáticas e <strong>de</strong> solos; C.<br />
Ocupação do solo; D. Nuvens; E. Homem (Sellers, 1965).<br />
A. INCLINAÇÃO DOS RAIOS SOLARES C. OCUPAÇÃO DO SOLO<br />
0ºLatitu<strong>de</strong> 0,06 Savana (estação seca) 0,25-0,30<br />
Inverno 30ºLatitu<strong>de</strong> 0,09 Savana (estação húmida) 0,15-0,20<br />
60ºLatitu<strong>de</strong> 0,21 Chaparral 0,15-0,20<br />
Prado 0,10-0,20<br />
0ºLatitu<strong>de</strong> 0,06 Floresta <strong>de</strong> folha caduca 0,10-0,21<br />
Verão 30ºLatitu<strong>de</strong> 0,06 Floresta <strong>de</strong> folha coníferas 0,05-0,15<br />
60ºLatitu<strong>de</strong> 0,07 Tundra 0,15-0,20<br />
B. SUPERFÍCIES AQUÁTICAS E DE SOLOS D. NUVENS<br />
Cultura agrícola 0,15-0,25<br />
Neve fresca 0,75-0,95 Cumuliformes 0,70-0,90<br />
Neve, alguns dias <strong>de</strong>pois 0,40-0,70 Estratos 0,59-0,84<br />
Lago gelado 0,1 Altoestratos 0,39-0,59<br />
Lago gelado com neve 0,46 Cirroestratos 0,44-0,50<br />
Superfície do mar, calmo 0,07-0,08<br />
Superfície do mar, encrespado 0,12-0,14 E. HOMEM<br />
Duna <strong>de</strong> areia, seca 0,35-0,45<br />
Duna <strong>de</strong> areia, húmida 0,20-0,30 Pele clara 0,43-0,45<br />
Solo escuro 0,05-0,15 Pele morena 0,35<br />
Solo argiloso seco 0,20-0,35 Pele escura 0,16-0,22<br />
Solo turfoso 0,05-0,15<br />
Alterações no albedo estão associadas a mecanismos <strong>de</strong> resposta<br />
(“feedback” ou retroalimentação) <strong>de</strong> sentido diverso: por exemplo, ocorre<br />
retroalimentação positiva quando temperaturas mais elevadas <strong>de</strong>rretem a<br />
neve sobre uma superfície escura (i.e., solo), diminuindo o albedo e,<br />
contribuindo <strong>de</strong>ste modo para um aquecimento ainda maior <strong>de</strong>vido ao<br />
aumento da absorção radiativa; por outro lado, temperaturas mais<br />
33
elevadas, ao contribuírem para uma maior evaporação e, por<br />
consequência para uma maior nebulosida<strong>de</strong>, diminuem o aquecimento<br />
<strong>de</strong>vido ao aumento do albedo (retroalimentação negativa).<br />
4.2.2. Composição atmosférica e variação da concentração dos seus<br />
componentes<br />
O Quadro 3.3 apresenta a composição média da atmosfera<br />
terrestre até cerca <strong>de</strong> 100 km <strong>de</strong> altitu<strong>de</strong>. O ar seco é constituído,<br />
principalmente, por azoto (78%) e oxigénio (21%). Entre os componentes<br />
permanentes, seguem-se o árgon que representa cerca <strong>de</strong> 1% da<br />
composição gasosa atmosférica e outros gases raros com uma<br />
representação ainda mais diminuta. O hidrogénio tem uma importância<br />
crescente nas zonas mais altas da atmosfera. O dióxido <strong>de</strong> carbono, o<br />
vapor <strong>de</strong> água (que se concentra sobretudo na troposfera) e o ozono (cuja<br />
concentração é máxima na estratosfera) são os componentes gasosos<br />
variáveis mais importantes da atmosfera.<br />
Os gases permanentes (N2 e O2) são praticamente transparentes à<br />
radiação solar (onda curta) e à radiação infravermelha (onda longa)<br />
emitida a partir da superfície terrestre. O ozono absorve intensamente a<br />
radiação ultravioleta, sendo quase transparente à radiação infravermelha.<br />
Ao invés, gases como o dióxido <strong>de</strong> carbono, o vapor <strong>de</strong> água, o metano ou<br />
os óxidos nitrosos são relativamente transparentes à radiação solar<br />
(radiação <strong>de</strong> curto comprimento <strong>de</strong> onda) mas não em relação à radiação<br />
infravermelha emitida pela superfície terrestre (radiação <strong>de</strong> gran<strong>de</strong><br />
comprimento <strong>de</strong> onda), contribuindo <strong>de</strong>sta forma para o efeito <strong>de</strong> estufa<br />
natural da atmosfera. Sem estes gases <strong>de</strong> estufa na proporção em que os<br />
conhecemos, a temperatura média da superfície terrestre seria da or<strong>de</strong>m<br />
dos 18ºC negativos (Ahrens, 2003).<br />
A Figura 3.6. mostra os fluxos <strong>de</strong> radiação sob 3 cenários: a) sem<br />
efeito <strong>de</strong> estufa, b) com efeito <strong>de</strong> estufa natural e c) com efeito <strong>de</strong> estufa<br />
acelerado, e mostra os respetivos perfis <strong>de</strong> temperatura da atmosfera e<br />
dos oceanos.<br />
34
Quadro 3.3. Composição média da atmosfera da Terra até cerca <strong>de</strong> 100 km (Fonte:<br />
Peixoto, 1987)<br />
Gás constituinte<br />
Azoto (N 2) 78,08% (1)<br />
Oxigénio (O 2) 20,94% (1)<br />
Argon (Ar) 0,93% (1)<br />
Concentração Peso<br />
Molecular Molecular<br />
28,02<br />
32,00<br />
39,44<br />
Vapor <strong>de</strong> água (H 2O) 0-4 18,02<br />
Dióxido <strong>de</strong> carbono (CO 2) 325 (p.p.m.) (2)<br />
44,01<br />
Néon (Ne) 18 (p.p.m.) 20,18<br />
Hélio (He) 5 (p.p.m.) 4,00<br />
Kripton (Kr) 1 (p.p.m.) 83,7<br />
Hidrogénio (H) 0,5 (p.p.m.) 2,02<br />
Ozono (O 3) 0-12 48,00<br />
(p.p.m. = partes por milhão)<br />
(1) % calculadas para o ar seco<br />
(2) 370 p.p.m. em 2001 (Barry & Chorley, 2003)<br />
Figura 3.6. Balanço entre a radiação solar recebida e a radiação infravermelha<br />
refletida sob os cenários <strong>de</strong> a) sem efeito <strong>de</strong> estufa, b) com efeito <strong>de</strong> estufa natural<br />
e c) com efeito <strong>de</strong> estufa acelerado. À direita, os perfis <strong>de</strong> temperatura da<br />
atmosfera e dos oceanos sob os respetivos cenários (Bureau of Meteorology, 2003).<br />
35
4.2.3. Intercâmbio <strong>de</strong> energia entre massas <strong>de</strong> água e atmosfera<br />
Existe um intercâmbio contínuo <strong>de</strong> calor e <strong>de</strong> humida<strong>de</strong> entre as<br />
massas <strong>de</strong> água (oceanos) e a atmosfera. As primeiras são responsáveis<br />
pelo armazenamento <strong>de</strong> enormes quantida<strong>de</strong>s <strong>de</strong> calor (1000 vezes a<br />
armazenada pela atmosfera) e <strong>de</strong> dióxido <strong>de</strong> carbono (1/4 das emissões<br />
<strong>de</strong> CO2 nas últimas décadas). Pelo facto <strong>de</strong> haver regiões (subtópicos)<br />
sobre os oceanos on<strong>de</strong> a evaporação exce<strong>de</strong>, em muito, a precipitação<br />
(regiões mais quentes e mais secas), as águas apresentam uma maior<br />
salinida<strong>de</strong>. Por sua vez, o <strong>de</strong>rretimento <strong>de</strong> gran<strong>de</strong>s quantida<strong>de</strong>s <strong>de</strong> gelo<br />
contribui para a diminuição da salinida<strong>de</strong>. Como a <strong>de</strong>nsida<strong>de</strong> da água<br />
varia com o seu teor em sais e com a temperatura, existem correntes<br />
ascen<strong>de</strong>ntes e <strong>de</strong>scen<strong>de</strong>ntes nos oceanos, formando o chamado “Cinturão<br />
Termohalino Mundial” (“The Great Ocean Conveyor Belt”), conforme<br />
indicado na Figura 3.7 para a circulação global e no Atlântico do Norte.<br />
Figura 3.7. (a) O “Cinturão Termohalino Mundial”(Bureau of Meteorology, 2003) e<br />
(b) a Corrente Norte-Atlântica (Defra (2005)<br />
Embora as águas dos oceanos consigam exercer um efeito tampão<br />
sobre as mudanças da temperatura da atmosfera e da radiação, elas<br />
próprias reagem em função <strong>de</strong>stas mudanças (“feedback”) com efeitos<br />
sobre a redistribuição do calor entre as latitu<strong>de</strong>s baixas e altas. Devido à<br />
profundida<strong>de</strong> dos oceanos estas mudanças e os seus efeitos sobre o clima<br />
e sobre as condições meteorológicas po<strong>de</strong>m durar milhares <strong>de</strong> anos, mas<br />
po<strong>de</strong>m ocorrer também no curto prazo, como <strong>de</strong>monstrado pelos<br />
fenómenos <strong>de</strong> “El Niño” e La Niña”, sendo estes o resultado <strong>de</strong> anomalias<br />
na temperatura da água e das consequentes diferenças na pressão<br />
atmosférica entre regiões (Índice <strong>de</strong> Oscilação Sul – Figura 3.8).<br />
36
Figura 3.8. Índice <strong>de</strong> Oscilação Sul e ocorrências <strong>de</strong> “El Niño” e “La Niña”<br />
(KESSLER, 2002).<br />
4.2.4 Circulação da atmosfera/massas <strong>de</strong> ar<br />
Conforme mencionado anteriormente, o aquecimento do globo é<br />
muito maior na zona do equador quando comparado com o que ocorre<br />
nas zonas polares. Enquanto as correntes oceânicas (processo mais lento)<br />
contribuem com cerca <strong>de</strong> 40% na redistribuição da energia entre as duas<br />
regiões, a circulação atmosférica (mais rápida) é responsável pelos<br />
restantes 60%. Já em 1735, Hadley sugeriu a existência <strong>de</strong> uma gran<strong>de</strong><br />
célula <strong>de</strong> circulação em cada hemisfério, com um movimento ascen<strong>de</strong>nte<br />
do ar sobre o equador, o seu transporte em altitu<strong>de</strong> até aos pólos, e a<br />
consequente <strong>de</strong>scida do ar e o seu regresso ao equador junto da superfície.<br />
Devido aos efeitos da rotação da Terra, do eixo <strong>de</strong> rotação estar inclinado<br />
sobre o plano da órbita, e da heterogeneida<strong>de</strong> da superfície terrestre<br />
(continentes/oceanos, percentagem da superfície coberta por continentes<br />
diferente entre os dois hemisférios,…) este mo<strong>de</strong>lo inicial da circulação<br />
atmosférica foi melhorado mais tar<strong>de</strong> por Ferrel, Bergeron e Rossby que<br />
apontaram para a existência <strong>de</strong> três células convectivas conforme o<br />
esquema i<strong>de</strong>alizado na Figura 3.9: célula <strong>de</strong> Hadley, célula <strong>de</strong> Ferrel e<br />
célula Polar.<br />
37
Figura 3.9. Mo<strong>de</strong>lo simplificado da circulação atmosférica, indicando as três<br />
células convectivas, as zonas <strong>de</strong> baixas e altas pressões e os ventos predominantes<br />
à superfície.<br />
Todavia, a circulação atmosférica real difere da forma<br />
esquemática da Figura 3.10a, <strong>de</strong>vido ao facto <strong>de</strong>: a) a superfície da Terra<br />
não ser uniforme (aquecimento diferenciado da água e do solo) ou plana;<br />
b) a circulação po<strong>de</strong>r <strong>de</strong>senvolver vórtices e c) o sol não incidir<br />
verticalmente sobre o equador todo mas entre 23,5ºN e 23,5ºS ao longo do<br />
ano. Assim, formam-se sistemas <strong>de</strong> baixas e altas pressões<br />
“semipermanentes” e não paralelos ao equador (Figura 3.10b), pois<br />
variam em intensida<strong>de</strong> e localização ao longo do ano. Devido, ainda, ao<br />
efeito da força <strong>de</strong> “Coriolis”, resultado da rotação da Terra, a circulação<br />
dos ventos à superfície não se faz sentir no sentido Norte-Sul mas (no<br />
hemisfério norte) <strong>de</strong> Nor<strong>de</strong>ste no caso dos ventos alísios e polares, e <strong>de</strong><br />
Sudoeste no caso dos ventos das latitu<strong>de</strong>s médias.<br />
38
Figura 3.10 Circulação da atmosfera i<strong>de</strong>alizada (a) e “real” (b).<br />
4.2.5 Correntes marítimas<br />
Para além da gran<strong>de</strong> movimentação das massas <strong>de</strong> água<br />
originada pelas diferenças <strong>de</strong> temperatura e <strong>de</strong> salinida<strong>de</strong> da água,<br />
<strong>de</strong>signada como “Cinturão Termohalino Mundial”, já <strong>de</strong>scrito na secção<br />
4.2.3., existem correntes marítimas complementares à circulação principal,<br />
movidas pela própria rotação da Terra e pelos ventos. Pelo movimento<br />
circular (no sentido dos ponteiros do relógio no hemisfério norte, e no<br />
sentido direto no hemisfério sul) é fácil <strong>de</strong> i<strong>de</strong>ntificar o efeito <strong>de</strong> Coriolis<br />
também sobre as massas <strong>de</strong> água (Figura 3.11), ajudando a enten<strong>de</strong>r o<br />
gran<strong>de</strong> contributo das correntes marítimas (40%), para o intercâmbio <strong>de</strong><br />
energia térmica entre as zonas equatoriais e polares. No que respeita à<br />
influência <strong>de</strong>stas correntes sobre o clima em <strong>de</strong>terminadas regiões, merece<br />
especial <strong>de</strong>staque a Corrente do Golfo cujas ramificações atingem<br />
latitu<strong>de</strong>s elevadas no Noroeste da Europa, contribuindo, assim, para a<br />
ocorrência <strong>de</strong> climas aparentemente pouco expectáveis nestas latitu<strong>de</strong>s, só<br />
explicáveis através <strong>de</strong>ste fenómeno.<br />
Figura 3.11. Principais correntes marítimas quentes (vermelho) e frias (azul).<br />
39
4.2.6 Continentalida<strong>de</strong> / Maritimida<strong>de</strong><br />
Uma vez que as massas <strong>de</strong> água possuem calor específico mais<br />
elevado que as massas sólidas dos continentes, as condições térmicas em<br />
locais próximos (maior maritimida<strong>de</strong>) ou distantes (maior<br />
continentalida<strong>de</strong>) são diferentes, mesmo quando localizados em latitu<strong>de</strong>s<br />
similares. A Figura 3.12 mostra as temperaturas médias mensais ao longo<br />
do ano em quatro localida<strong>de</strong>s (uma insular e três continentais, localizadas<br />
na Península Ibérica, a diferentes distâncias da costa). Madrid (40º 25’N,<br />
667 m), a uma distância do mar <strong>de</strong> cerca <strong>de</strong> 600 Km apresenta verões bem<br />
mais quentes e invernos mais frios que as restantes localida<strong>de</strong>s<br />
(amplitu<strong>de</strong> térmica anual = 19,1ºC), enquanto que Lisboa, situada na costa<br />
portuguesa (38º47’N, 77 m) apresenta, para períodos idênticos,<br />
temperaturas médias invernais e estivais bem mais suaves (amplitu<strong>de</strong><br />
térmica anual = 11,3ºC), ocupando <strong>Évora</strong> (38º34’N, 309m), neste conjunto<br />
<strong>de</strong> localida<strong>de</strong>s continentais uma posição térmica intermédia (amplitu<strong>de</strong><br />
térmica anual = 13,7ºC); Angra do Heroísmo (38º40’N, 74m), cida<strong>de</strong><br />
insular do arquipélago dos Açores, apresenta as temperaturas mais<br />
mo<strong>de</strong>radas <strong>de</strong>ste conjunto <strong>de</strong> localida<strong>de</strong>s, não ultrapassando a amplitu<strong>de</strong><br />
média anual os 8ºC. Assim, quanto maior for a “continentalida<strong>de</strong>”<br />
maiores serão as amplitu<strong>de</strong>s térmicas anuais. No interior dos continentes,<br />
as amplitu<strong>de</strong>s térmicas anuais po<strong>de</strong>m chegar aos 60 °C como no caso <strong>de</strong><br />
Verkhoyansk na Sibéria, a uma latitu<strong>de</strong> <strong>de</strong> cerca <strong>de</strong> 68°.<br />
40<br />
Temperatura (ºC)<br />
30<br />
25<br />
20<br />
15<br />
10<br />
5<br />
0<br />
Temperatura média mensal<br />
jan fev mar abr mai jun jul ago set out nov <strong>de</strong>z<br />
Tempo (meses)<br />
Angra do Heroísmo Lisboa <strong>Évora</strong> Madrid<br />
Figura 3.12. Efeito da continentalida<strong>de</strong> sobre as temperaturas médias mensais <strong>de</strong> 4<br />
localida<strong>de</strong>s: Madrid, Lisboa, <strong>Évora</strong> e Angra do Heroísmo.
4.2.7 Fisiografia<br />
A fisiografia da superfície terrestre, nomeadamente através da<br />
altitu<strong>de</strong>, do relevo e da sua direção, exerce efeitos no clima à escala local,<br />
global e regional. O efeito da altitu<strong>de</strong> traduz-se normalmente em climas<br />
mais frios e mais chuvosos que em regiões <strong>de</strong> cota menos elevada. O<br />
perfil térmico na troposfera (gradiente médio <strong>de</strong> -0,65ºC/100m) elucida<br />
este efeito, e a própria <strong>de</strong>signação <strong>de</strong> “climas <strong>de</strong> altitu<strong>de</strong>”, presente em<br />
diversas classificações climáticas, <strong>de</strong>monstra a sua relevância. A<br />
fisiografia po<strong>de</strong> influenciar condições meteorológicas predominantes<br />
sobre gran<strong>de</strong>s distâncias quando, por exemplo, cordilheiras representam<br />
obstáculos para a circulação dos ventos, obrigando ou facilitando a<br />
<strong>de</strong>slocação das massas <strong>de</strong> ar para <strong>de</strong>stinos “improváveis”, como acontece<br />
com as <strong>de</strong>nominadas ‘friagens’ no continente sul-americano (a orientação<br />
sul-norte da cordilheira dos An<strong>de</strong>s facilita a penetração <strong>de</strong> massas <strong>de</strong> ar<br />
frio vindas do sul até à Amazónia).<br />
Outro efeito do relevo sobre a variação do clima quer a nível local<br />
quer regional, resulta da ocorrência <strong>de</strong> chuvas orográficas (arrefecimento<br />
e con<strong>de</strong>nsação do ar forçado a subir) do lado do barlavento <strong>de</strong> zonas<br />
montanhosas, tornando as regiões situadas a sotavento menos expostas à<br />
precipitação e, por isso, mais secas. A ilha sul da Nova Zelândia é um<br />
exemplo muito característico <strong>de</strong>ste efeito, com os Alpes neozelan<strong>de</strong>ses a<br />
reter gran<strong>de</strong> parte da precipitação, proveniente dos ventos <strong>de</strong> oeste, na<br />
parte oci<strong>de</strong>ntal da ilha. As barreiras <strong>de</strong> con<strong>de</strong>nsação a norte <strong>de</strong> Portugal<br />
constituídas pelas serras do Gerês, do Barroso, do Alvão e do Marão são<br />
também exemplos <strong>de</strong>ste efeito, originando uma diminuição pronunciada<br />
<strong>de</strong> precipitação numa proporção elevada do território transmontano.<br />
4.2.8 Vegetação<br />
A vegetação interage com o clima através <strong>de</strong> vários processos,<br />
existindo mecanismos <strong>de</strong> “feedback”, ou seja, efeitos mútuos. Como já<br />
referido na secção 4.2.1. a adsorção da radiação solar <strong>de</strong>pen<strong>de</strong> do albedo<br />
<strong>de</strong> uma superfície. O albedo da vegetação <strong>de</strong>pen<strong>de</strong> da sua <strong>de</strong>nsida<strong>de</strong>, do<br />
índice da área foliar e da altura, enquanto a dos solos <strong>de</strong>pen<strong>de</strong> da cor e da<br />
humida<strong>de</strong>. Assim, solos húmidos têm um menor albedo do que a<br />
vegetação, enquanto solos secos apresentam maior ou igual albedo.<br />
Culturas agrícolas e pastagens refletem mais radiação do que as florestas<br />
(Quadro 3.2).<br />
Um segundo processo através do qual a vegetação interfere com o<br />
clima é a sua influência sobre o ciclo hídrico, dado que existe um<br />
“feedback” positivo entre a quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> água evapotranspirada e a<br />
41
precipitação. A vegetação não só aumenta esta quantida<strong>de</strong> (embora<br />
reduza a parte da evaporação) como contribui, assim, para um<br />
arrefecimento da atmosfera, consequência da evapotranspiração ser um<br />
processo endotérmico.<br />
Finalmente, qualquer vegetação em crescimento absorve CO2 da<br />
atmosfera e consegue, <strong>de</strong>sta forma, contribuir para a redução <strong>de</strong>ste gás<br />
com efeito <strong>de</strong> estufa. Quanto maior a formação <strong>de</strong> biomassa, maior é este<br />
efeito, que assume uma variação cíclica <strong>de</strong> acordo com os períodos <strong>de</strong><br />
forte crescimento e <strong>de</strong> repouso vegetativos.<br />
4.2.9 Impactes antropogénicos<br />
Durante algum tempo, a generalida<strong>de</strong> dos estudiosos atribuíam<br />
as aparentes mudanças climáticas a causas naturais apenas, tal como<br />
aconteciam, ao longo dos tempos, em períodos variáveis com duração <strong>de</strong><br />
décadas, séculos e milénios. Todavia, com base em evidências científicas,<br />
existe hoje consenso sobre a forte contribuição da ativida<strong>de</strong> humana para<br />
as alterações registadas nas últimas décadas. Esta influência<br />
antropogénica <strong>de</strong>riva, principalmente, das alterações na exploração e uso<br />
da terra (<strong>de</strong>sflorestação, urbanização, <strong>de</strong>sertificação, irrigação) e da<br />
crescente combustão <strong>de</strong> combustíveis fósseis (libertação <strong>de</strong> aerossóis e<br />
gases <strong>de</strong> estufa), com consequências diretas nos equilíbrios radiativo e<br />
energético terrestres, às escalas local, regional e global. A alteração da<br />
natureza da cobertura da superfície afeta o seu albedo e a radiação por ela<br />
emitida (efeito regional), a sua rugosida<strong>de</strong> e, consequentemente, os<br />
regimes do vento, assim como os componentes do ciclo hidrológico<br />
(efeitos, sobretudo, à escala local e regional); a adição <strong>de</strong> materiais<br />
provenientes <strong>de</strong> fontes artificiais potencia o efeito <strong>de</strong> estufa pela alteração<br />
da composição atmosférica daí resultante (efeitos local a global).<br />
A gama <strong>de</strong> temperaturas medidas à superfície da terra tornam-na<br />
habitável tal qual a conhecemos <strong>de</strong>vido ao efeito <strong>de</strong> estufa natural da<br />
atmosfera, resultante das proprieda<strong>de</strong>s radiativas dos seus componentes,<br />
em particular daqueles que são responsáveis por uma absorção seletiva <strong>de</strong><br />
comprimentos <strong>de</strong> onda como são o CO2, o vapor <strong>de</strong> água, o ozono, o<br />
metano, etc… Todavia, a ativida<strong>de</strong> humana tem vindo a aumentar<br />
drasticamente as emissões dos gases com efeito <strong>de</strong> estufa (GEE) nos<br />
últimos 150 anos (Figura 3.13). Há gran<strong>de</strong>s discrepâncias nos dados<br />
publicados ao longo dos últimos anos no que respeita à contribuição<br />
quantitativa do homem para as emissões totais dos GEE, <strong>de</strong>vido,<br />
essencialmente, ao diferente grau com que a ativida<strong>de</strong> humana é<br />
consi<strong>de</strong>rada fator das alterações climáticas observadas. Todavia, e apesar<br />
da dificilmente quantificável contribuição relativa do homem, o IPCC<br />
42
(2007) diz, <strong>de</strong> forma clara, que o aumento da concentração do CO2 <strong>de</strong> 280<br />
ppm na era pré-industrial para quase 400 ppm na atualida<strong>de</strong>, é quase da<br />
exclusiva responsabilida<strong>de</strong> do homem. Relativamente ao metano há<br />
estimativas <strong>de</strong> que mais que meta<strong>de</strong> das emissões se <strong>de</strong>ve à influência<br />
humana (US-EPA, 2010). Já no caso dos óxidos nitrosos, estima-se que<br />
mais do que 60% das emissões totais sejam <strong>de</strong> origem natural (IPCC,<br />
2001).<br />
Para além <strong>de</strong>stes GEE, que contribuem com 56%, 16% e 5% para o<br />
efeito <strong>de</strong> estufa acelerado, há os halocarbonetos e o ozono com uma quota<br />
<strong>de</strong> 11% e 12%, cada um, no âmbito <strong>de</strong>ste mesmo efeito (Bureau of<br />
Meteorology, 2003). Como po<strong>de</strong>mos verificar na Figura 3.14, o contributo<br />
dos GEE para o <strong>de</strong>sequilíbrio radiativo nos últimos 2 séculos e meio é <strong>de</strong><br />
tal or<strong>de</strong>m que sobressai, em muito, aos efeitos negativos sobre a<br />
“forçante” radiativa <strong>de</strong>vido à maior reflexão causada pelas mudanças da<br />
ocupação do solo e da libertação crescente <strong>de</strong> aerossóis. A crescente<br />
<strong>de</strong>sflorestação tem como consequência um menor sequestro <strong>de</strong> CO2<br />
atmosférico contribuindo também, em boa medida, para a intensificação<br />
do efeito <strong>de</strong> estufa. Se a estes fatores somarmos algum <strong>de</strong>créscimo da<br />
concentração <strong>de</strong> ozono estratosférico potenciado pela libertação <strong>de</strong> CFC<br />
(Clorofluorcarbonetos), assistimos a um aumento <strong>de</strong> radiação <strong>de</strong> curto<br />
comprimento <strong>de</strong> onda entrada na baixa atmosfera que será<br />
posteriormente absorvido na superfície terrestre.<br />
Figura 3.13. Evolução dos gases com feito <strong>de</strong> estufa mais importantes <strong>de</strong>s<strong>de</strong> o<br />
início do 1º milénio D.C. (IPCC, 2007).<br />
As emissões <strong>de</strong> aerossóis (matéria particulada em suspensão) para<br />
a troposfera, muitas vezes associadas a processos poluentes, aumentam o<br />
albedo atmosférico pelo aumento dos processos <strong>de</strong> con<strong>de</strong>nsação que dão<br />
origem às nuvens. Contudo, o efeito na radiação infravermelha é <strong>de</strong><br />
43
sentido contrário, sendo que o resultado líquido <strong>de</strong>pen<strong>de</strong>, sobretudo, do<br />
albedo da superfície. Assim, sobre neve ou gelo e sobre a maior parte das<br />
coberturas superficiais, há um aquecimento líquido, enquanto que sobre<br />
os oceanos, com albedo menor, há um arrefecimento líquido (Barry &<br />
Chorley, 2003).<br />
As mudanças na cobertura do solo po<strong>de</strong>m exercer tanto um efeito<br />
negativo (arrefecimento) como positivo (aquecimento) sobre as forçantes<br />
radiativas. Assim, atribui-se um efeito negativo à <strong>de</strong>sflorestação no que<br />
diz respeito às alterações do albedo, principalmente em regiões<br />
temperadas, on<strong>de</strong> a ausência da floresta permite a cobertura com neve<br />
durante o inverno. Já outras mudanças na ocupação do solo, como<br />
urbanizações e a construção <strong>de</strong> estradas (asfalto), provocam o efeito<br />
contrário.<br />
Os efeitos da <strong>de</strong>sflorestação, em gran<strong>de</strong> escala, sobre as forçantes<br />
radiativas têm, todavia, que ser vistos no seu conjunto, pois que apesar do<br />
aumento do albedo da superfície, há uma redução enorme da<br />
evapotranspiração e, assim, uma redução no efeito <strong>de</strong> arrefecimento da<br />
passagem da água do estado líquido para o gasoso. Além disso, a redução<br />
na assimilação <strong>de</strong> CO2, bem como a mineralização da matéria orgânica<br />
acumulada sob a floresta, diminuem o sequestro e aumentam as emissões<br />
<strong>de</strong> CO2. O efeito negativo (‘arrefecimento’) da alteração na ocupação do<br />
solo como o sugerido na Figura 3.14, que inclui ainda gran<strong>de</strong>s<br />
<strong>de</strong>sflorestações no passado (<strong>de</strong>s<strong>de</strong> 1750) nas latitu<strong>de</strong>s médias, po<strong>de</strong>rá não<br />
ser aplicável às <strong>de</strong>sflorestações recentes nas regiões tropicais.<br />
44
Figura 3.14. Forçantes radiativas do sistema climático entre 1750 e 2005 (Forster et<br />
al., 2007).<br />
A alteração do uso da terra conduz, na maior parte dos casos, a<br />
uma variação da rugosida<strong>de</strong> da superfície, alterando assim, <strong>de</strong> um modo<br />
mais ou menos significativo, o regime <strong>de</strong> ventos assim como as<br />
proporções relativas dos componentes terrestres e aéreos do ciclo<br />
hidrológico e, por consequência, o clima à escala local e regional. A<br />
<strong>de</strong>sflorestação, com a consequente afetação <strong>de</strong> terras ao uso agrícola e<br />
sobretudo à urbanização, são exemplo disso. A <strong>de</strong>sflorestação diminui a<br />
evapotranspiração e, consequentemente, a humida<strong>de</strong> atmosférica, a<br />
precipitação local e a interceção, mas aumenta, por outro lado, o<br />
escoamento superficial e a sazonalida<strong>de</strong> da precipitação; além disso, ao<br />
diminuir a espessura efetiva dos solos e a rugosida<strong>de</strong> da superfície, a<br />
<strong>de</strong>sflorestação contribui em larga medida para um aumento da sua<br />
erosão, principalmente da erosão eólica, e para um reforço da<br />
sazonalida<strong>de</strong> da precipitação. A (intensa) urbanização em vastas zonas do<br />
planeta apresenta em boa medida os efeitos visíveis da <strong>de</strong>sflorestação,<br />
acrescidas <strong>de</strong> um aumento <strong>de</strong> temperatura (ilha <strong>de</strong> calor urbano) <strong>de</strong>rivado<br />
das alterações significativas da rugosida<strong>de</strong> da superfície e radiativas <strong>de</strong>ssa<br />
mesma superfície.<br />
45
5. Elementos Climáticos<br />
5.1. Generalida<strong>de</strong>s<br />
Os elementos climáticos <strong>de</strong>screvem o clima e o estado do tempo<br />
<strong>de</strong> um modo quantitativo. Os elementos climáticos são simples ou<br />
complexos. Os elementos simples são os elementos meteorológicos<br />
normalmente medidos em estações meteorológicas, convencionais ou<br />
automáticas. A temperatura, a precipitação, a humida<strong>de</strong>, o vento, a<br />
nebulosida<strong>de</strong> e a insolação, a pressão atmosférica, a radiação (solar,<br />
terrestre, atmosférica), a trovoada e a evaporação são exemplos <strong>de</strong><br />
elementos climáticos simples. Os elementos climáticos complexos<br />
<strong>de</strong>screvem o efeito climático <strong>de</strong> causas que estão relacionadas entre si ou<br />
que atuam conjuntamente para produzir certos aspetos particulares da<br />
paisagem fisiográfica e biológica do globo, como sejam a ari<strong>de</strong>z do solo, a<br />
continentalida<strong>de</strong> do clima (índices <strong>de</strong> ari<strong>de</strong>z, <strong>de</strong> continentalida<strong>de</strong>), o<br />
conforto humano, o rendimento das culturas, etc..<br />
Os elementos climáticos (ou meteorológicos) são numéricos<br />
(precipitação, temperatura,...) ou não numéricos (tipos <strong>de</strong> nuvens, direção<br />
do vento,...), binários (ocorrência ou não ocorrência <strong>de</strong> geada,...) ou não<br />
binários (temperatura, humida<strong>de</strong>,...), contínuos (pressão atmosférica,...)<br />
ou discretos (graus <strong>de</strong> nebulosida<strong>de</strong>,...), limitados (humida<strong>de</strong>,...) ou<br />
ilimitados (temperatura,...), escalares (temperatura, nebulosida<strong>de</strong>,...) ou<br />
vetoriais (direção do vento,...), aleatórios (velocida<strong>de</strong> instantânea do<br />
vento,...) ou não aleatórios (radiação global,...).<br />
Nesta secção serão <strong>de</strong>scritos apenas alguns (nove) elementos<br />
climáticos simples, os mais comummente medidos nas estações<br />
meteorológicas e usados em <strong>Clima</strong>tologia.<br />
5.2. Radiação solar global e radiação líquida<br />
A fonte principal <strong>de</strong> energia do Sistema Climático é o Sol, que<br />
emite, como todos os corpos cuja temperatura é superior ao zero absoluto<br />
(0K=-273ºC), energia radiante <strong>de</strong> natureza eletromagnética e corpuscular.<br />
A radiação solar é a causa principal dos processos físicos, químicos e<br />
biológicos que ocorrem à superfície da Terra, <strong>de</strong>la <strong>de</strong>pen<strong>de</strong>ndo por<br />
consequência, todas as formas <strong>de</strong> vida na Terra. Além disso, a radiação<br />
solar influencia fenómenos como a reflexão, a absorção e a difusão na<br />
atmosfera, o ciclo Hidrológico, e <strong>de</strong>termina a circulação geral da<br />
atmosfera, sendo por isso o fator fundamental do clima.<br />
46
A radiação solar global (S) é a <strong>de</strong>nsida<strong>de</strong> <strong>de</strong> fluxo radiante <strong>de</strong><br />
origem solar inci<strong>de</strong>nte numa unida<strong>de</strong> <strong>de</strong> área da superfície terrestre. S é<br />
a soma da radiação solar recebida diretamente do Sol com a radiação que<br />
foi difundida pela atmosfera, isto é, a soma da radiação solar direta (Sdir)<br />
com a radiação solar difusa (Sdif). A radiação solar global varia, em<br />
qualquer local, ao longo do dia e ao longo do ano: assume valores<br />
positivos entre o nascer e o pôr-do-sol e nulos durante a noite e o<br />
crepúsculo; nas nossas latitu<strong>de</strong>s, assume valores maiores no verão<br />
(atingindo não raras vezes, valores superiores a 800-900 W m -2 ) e menores<br />
nos meses <strong>de</strong> inverno, período em que o ângulo <strong>de</strong> incidência dos raios<br />
solares é maior. As variações diárias são sobretudo afetadas pelas<br />
condições atmosféricas, tendo amplitu<strong>de</strong>s tanto maiores quanto menor for<br />
a nebulosida<strong>de</strong>. As variações anuais são tanto maiores quanto mais<br />
afastado estiver o local do equador e do mar. A radiação solar é medida<br />
por piranómetros (radiómetros que me<strong>de</strong>m o curto comprimento <strong>de</strong><br />
onda) e exprime-se, normalmente, em watts por metro quadrado (W m -2 ).<br />
Se à radiação solar for subtraída a fração que é refletida pela<br />
superfície consi<strong>de</strong>rada (S = S, on<strong>de</strong> é o albedo) obtém-se o balanço<br />
<strong>de</strong> curto comprimento <strong>de</strong> onda (Rns = S - S). Se a este balanço se<br />
adicionar o <strong>de</strong> gran<strong>de</strong> comprimento <strong>de</strong> onda (Rnl), <strong>de</strong>finido pela diferença<br />
entre a radiação emitida pela atmosfera (L) e a emitida pela superfície<br />
terrestre (L), obtém-se o balanço <strong>de</strong> radiação <strong>de</strong>ssa mesma superfície isto<br />
é, a radiação líquida nela (eventualmente) disponível:<br />
Rn = Rns + Rnl = S- S+ L- L (W m -2 ) (3.1)<br />
A radiação <strong>de</strong> gran<strong>de</strong> comprimento <strong>de</strong> onda é medida por<br />
pirgeómetros, enquanto que a radiação líquida é medida por<br />
pirradiómteros (radiómetros <strong>de</strong> balanço). A radiação líquida (Rn), quando<br />
positiva, é usada no aquecimento do ar (H) e do solo (G) e na evaporação<br />
da água (LE); se for negativa, o que acontece normalmente durante o<br />
período noturno, o ar e o solo são fontes <strong>de</strong> calor para a superfície e a<br />
evaporação po<strong>de</strong> dar lugar à con<strong>de</strong>nsação, com natural libertação (e não<br />
consumo) <strong>de</strong> energia. Assim, o balanço energético à superfície <strong>de</strong> um solo<br />
vem, <strong>de</strong> uma forma simplificada:<br />
Rn = LE + H + G (W m -2 ) (3.2)<br />
A radiação terrestre (L) é calculada satisfatoriamente através da<br />
lei <strong>de</strong> Stefan-Boltzman (equação 3.3) uma vez que a superfície terrestre se<br />
comporta aproximadamente como um corpo negro:<br />
E = T 4 (W m -2 ) (3.3)<br />
47
on<strong>de</strong> E é o po<strong>de</strong>r emissivo <strong>de</strong> um corpo negro (W m -2 ), T é a temperatura<br />
efetiva (ou irradiativa) do corpo (K) e é a constante <strong>de</strong> Stefan-Boltzman<br />
( = 5,67 x 10 -8 W m -2 K -4 ).<br />
A radiação atmosférica (L) calcula-se a partir das equações 3.4<br />
(sendo a última uma equação empírica), uma vez que a atmosfera se<br />
comporta como um corpo cinzento:<br />
48<br />
L = s Ta 4<br />
L = Ti 4 (W m -2 ) (3.4)<br />
L = 213 +5,5 Ta<br />
on<strong>de</strong> s é a emissivida<strong>de</strong> da atmosfera, Ta a temperatura do ar (expressa<br />
em K nas duas primeiras equações e em ºC na última) e Ti a temperatura<br />
irradiativa ou efetiva da atmosfera.<br />
5.3. Insolação e Nebulosida<strong>de</strong><br />
A insolação atual (ou real) é o número <strong>de</strong> horas (diárias,<br />
mensais,…) <strong>de</strong> céu <strong>de</strong>scoberto. A insolação astronómica é a insolação<br />
máxima possível ou o período do dia durante o qual o Sol se encontra<br />
acima do horizonte (comprimento do dia). A percentagem <strong>de</strong> insolação é<br />
a razão entre a insolação atual ou real e a insolação astronómica. A<br />
nebulosida<strong>de</strong> total (ou quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> nuvens) é a fração do céu coberta <strong>de</strong><br />
nuvens e exprime-se em décimos <strong>de</strong> céu coberto (para fins climatológicos)<br />
ou em oitavos (para fins sinópticos). A nebulosida<strong>de</strong> parcial é a<br />
nebulosida<strong>de</strong> referente a uma <strong>de</strong>terminada família <strong>de</strong> nuvens.<br />
A nebulosida<strong>de</strong> varia, ten<strong>de</strong>ncialmente, <strong>de</strong> forma inversa com a<br />
insolação. Contudo, a medição <strong>de</strong> ambas é diferente, pelo que a<br />
nebulosida<strong>de</strong> não correspon<strong>de</strong> exatamente à diferença entre a insolação<br />
atual e a astronómica. Sempre que a intensida<strong>de</strong> da luz é suficiente para<br />
ativar um circuito elétrico é possível medir a insolação a partir <strong>de</strong><br />
impulsos elétricos (registadores <strong>de</strong> insolação fotelétricos). Em estações<br />
automáticas a insolação é normalmente medida a partir <strong>de</strong> dados obtidos<br />
por piranómetros. Em estações convencionais a insolação é medida por<br />
heliógrafos, sendo os mais utilizados os <strong>de</strong> Campbell-Stokes e <strong>de</strong> Jordan.<br />
A nebulosida<strong>de</strong> é medida por observação visual direta do firmamento, em<br />
diferentes momentos do ciclo diário.<br />
A insolação atual e a nebulosida<strong>de</strong> retratam uma dada condição<br />
atmosférica mais ou menos duradoura, pelo que o seu conhecimento<br />
fornece boas indicações da evolução do estado do tempo a curto prazo<br />
(meteorologia sinóptica); os seus valores médios, geralmente presentes
nas Normais <strong>Clima</strong>tológicas, são parâmetros usados no cálculo <strong>de</strong> outros<br />
elementos climáticos (por ex., o caso do cálculo da evapotranspiração<br />
potencial pelo Método <strong>de</strong> Penman). A insolação astronómica, sinónimo <strong>de</strong><br />
fotoperíodo enquanto resposta das plantas durante floração (<strong>de</strong> dias<br />
longos, dias curtos ou indiferentes), varia com a latitu<strong>de</strong> do lugar e a<br />
altura do ano.<br />
A variação média da insolação/nebulosida<strong>de</strong> <strong>de</strong>pen<strong>de</strong> da<br />
circulação geral da atmosfera e da distribuição dos continentes e oceanos.<br />
A maior quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água sobre as superfícies aquáticas mais<br />
extensas torna as regiões oceânicas e costeiras as que apresentam maior<br />
nebulosida<strong>de</strong> e, por consequência, menor insolação. Por essa razão, a<br />
nebulosida<strong>de</strong> é, em média, maior no hemisfério sul que no hemisfério<br />
norte. Devido à circulação geral da atmosfera, as regiões equatoriais e as<br />
zonas frontais associadas à frente polar apresentam maior nebulosida<strong>de</strong><br />
que a restantes zonas.<br />
Nas regiões polares e equatoriais e no verão das latitu<strong>de</strong>s médias<br />
o máximo <strong>de</strong> nebulosida<strong>de</strong> ocorre ao meio-dia ou no começo da tar<strong>de</strong>,<br />
enquanto que no inverno das latitu<strong>de</strong>s médias tal máximo ocorre perto do<br />
nascer do sol. Em qualquer caso, o mínimo <strong>de</strong> nebulosida<strong>de</strong> ten<strong>de</strong> a<br />
ocorrer durante a noite.<br />
5.4. Temperatura do ar<br />
A temperatura do ar (Ta) num dado instante é o valor que é<br />
indicado por um termómetro bem ventilado, ou seja, em equilíbrio<br />
térmico com o ar atmosférico, subtraído à influência da radiação dos<br />
objetos situados nas vizinhanças. Exprime-se em graus Celsius (ºC),<br />
Fahrenheit (ºF) ou em Kelvin (K). A temperatura é medida por<br />
termómetros. Da temperatura <strong>de</strong>pen<strong>de</strong>m várias proprieda<strong>de</strong>s do ar e da<br />
água (<strong>de</strong>nsida<strong>de</strong>, calor latente <strong>de</strong> vaporização, capacida<strong>de</strong> calorífica, …),<br />
as taxas <strong>de</strong> reações bioquímicas num organismo ou o ritmo <strong>de</strong><br />
crescimento vegetal. Da temperatura do ar também <strong>de</strong>pen<strong>de</strong>m a tensão <strong>de</strong><br />
vapor <strong>de</strong> saturação do ar atmosférico, os fluxos <strong>de</strong> energia radiante e <strong>de</strong><br />
calor latente <strong>de</strong> e para os organismos, a incidência sazonal e regional <strong>de</strong><br />
doenças e pragas e, em larga medida, os níveis <strong>de</strong> conforto humano e<br />
animal.<br />
A distribuição da temperatura do ar é uma consequência do<br />
balanço energético da Terra. Os fatores que condicionam a variação da<br />
temperatura do ar são os fatores gerais do clima (externos ao sistema<br />
climático como a radiação solar e os movimentos da terra, ou internos<br />
como a circulação geral da atmosfera e a nebulosida<strong>de</strong>), os fatores<br />
49
egionais (aproximação <strong>de</strong> massas líquidas,...) e locais (exposição, formas<br />
<strong>de</strong> relevo, revestimento vegetal,...). Por isso, a temperatura apresenta uma<br />
variação diária e anual <strong>de</strong> carácter periódico, atinge valores mais elevados<br />
próximo do equador e mais baixos nas latitu<strong>de</strong>s maiores; além disso, a<br />
amplitu<strong>de</strong> térmica é menor em regiões vizinhas dos mares e oceanos que<br />
em zonas mais afastadas das costas, maior em áreas sem revestimento<br />
vegetal que em zonas florestais, etc...<br />
A temperatura diminui em altitu<strong>de</strong> na baixa atmosfera<br />
(Troposfera) a uma taxa média <strong>de</strong> 0,65ºC por cada 100 metros. O sentido e<br />
a taxa <strong>de</strong>sta variação resultam da manifestação das leis físicas que regem<br />
a ascensão adiabática <strong>de</strong> uma massa <strong>de</strong> ar na atmosfera. O ar não<br />
saturado sofre uma variação <strong>de</strong> aproximadamente 1º por cada 100 m <strong>de</strong><br />
variação <strong>de</strong> altitu<strong>de</strong> (gradiente adiabático seco), enquanto que o ar<br />
saturado sofre uma variação <strong>de</strong> cerca <strong>de</strong> 0,5ºC por cada variação em<br />
altitu<strong>de</strong> <strong>de</strong> 100 m (gradiente adiabático saturado). Os valores do gradiente<br />
adiabático saturado são menores que os do gradiente adiabático seco uma<br />
vez que há libertação <strong>de</strong> calor latente associada à con<strong>de</strong>nsação do vapor<br />
<strong>de</strong> água, atenuando <strong>de</strong>sta forma o arrefecimento resultante da expansão<br />
adiabática. A temperatura potencial () é a temperatura que uma parcela<br />
<strong>de</strong> ar atingiria se fosse transportada adiabaticamente da sua pressão atual<br />
(p) até à pressão <strong>de</strong> 1000 hPa (pressão standart):<br />
<br />
<br />
T p <br />
1000 (K) (3.5)<br />
on<strong>de</strong> T é a temperatura atual da parcela (K), (=R/cp(d)) é a constante <strong>de</strong><br />
Poisson para o ar seco, R é a constante universal dos gases (= 287,05 J kg -1<br />
K -1 ) e cp(d) é o calor específico do ar seco a pressão constante (1005 J kg -1 ºC -<br />
1 ). A temperatura potencial é invariável em processos adiabáticos.<br />
5.5. Precipitação<br />
A precipitação é qualquer partícula <strong>de</strong> água, sólida ou líquida,<br />
que cai da atmosfera e atinge o solo, proveniente das nuvens, e ocorre<br />
quando as gotas das nuvens crescem até atingirem dimensões suficientes<br />
para caírem por efeito da gravida<strong>de</strong>. A precipitação constitui um vetor<br />
fundamental do ciclo hidrológico, unindo a atmosfera aos restantes<br />
subsistemas do sistema climático. Tem uma gran<strong>de</strong> varieda<strong>de</strong> <strong>de</strong> formas<br />
(chuvisco, chuva, neve, neve molhada, granizo, saraiva, aguaceiros, neve<br />
gelada) e a sua classificação <strong>de</strong>pen<strong>de</strong>, em geral, do mecanismo envolvido<br />
no arrefecimento adiabático que conduziu à formação da nuvem<br />
(convectiva, orográfica, <strong>de</strong> convergência, frontal). A precipitação exprimese<br />
pela altura pluviométrica, pela duração, frequência e intensida<strong>de</strong> da<br />
50
precipitação. A quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> precipitação num dado intervalo <strong>de</strong> tempo<br />
(altura pluviométrica) é a gran<strong>de</strong>za R = v/s em que v é o volume <strong>de</strong> água<br />
recolhida proveniente <strong>de</strong> hidrometeoros, num recipiente <strong>de</strong> boca<br />
horizontal e <strong>de</strong> área s (udómetro ou pluviómetro). Exprime-se em<br />
milímetros (= litros por metro quadrado). A duração da precipitação é o<br />
período <strong>de</strong> tempo contado entre o início e o fim da chuvada (me<strong>de</strong>-se em<br />
horas, minutos ou dias). A frequência é o número <strong>de</strong> ocorrências por ano<br />
para uma <strong>de</strong>terminada chuvada ou, o número <strong>de</strong> anos necessários para a<br />
ocorrência <strong>de</strong> uma <strong>de</strong>terminada chuvada. A intensida<strong>de</strong> da precipitação<br />
avalia-se pela variação da quantida<strong>de</strong> da precipitação (R) relativamente<br />
ao intervalo <strong>de</strong> tempo (t) em que caiu.<br />
A precipitação é um elemento climático (ou meteorológico)<br />
central na variação do estado do tempo e na caracterização do clima <strong>de</strong><br />
um dado local. Ocorre em consequência da evolução dos sistemas<br />
sinópticos e, juntamente com a temperatura, é elemento central das<br />
classificações climáticas empíricas (ver capítulo seguinte).<br />
5.6. Humida<strong>de</strong> do Ar<br />
A humida<strong>de</strong> do ar é o vapor <strong>de</strong> água da atmosfera e resulta da<br />
evaporação das superfícies aquáticas e do solo, da transpiração dos seres<br />
vivos e das combustões; é medida por higrómetros e <strong>de</strong>pen<strong>de</strong>, entre<br />
outros fatores, da disponibilida<strong>de</strong> em água, da velocida<strong>de</strong> do vento (fator<br />
aerodinâmico), da temperatura do ar e da pressão atmosférica (fatores<br />
termodinâmicos). A humida<strong>de</strong> do ar é a origem <strong>de</strong> todos os<br />
hidrometeoros, <strong>de</strong>sempenha um importante papel nas transformações<br />
energéticas da atmosfera <strong>de</strong>vido ao seu efeito na absorção da radiação<br />
infravermelha, influi na intensida<strong>de</strong> da evaporação e da transpiração das<br />
plantas, na nebulosida<strong>de</strong> e no aquecimento/arrefecimento das superfícies;<br />
além disso, representa um fator importante no conforto humano.<br />
A humida<strong>de</strong> do ar exprime-se por meio <strong>de</strong> gran<strong>de</strong>zas físicas como<br />
a tensão atual <strong>de</strong> vapor, a humida<strong>de</strong> absoluta, a humida<strong>de</strong> relativa, o<br />
défice <strong>de</strong> saturação do ar, a razão <strong>de</strong> mistura e a humida<strong>de</strong> específica. O<br />
estado higrométrico do ar também se po<strong>de</strong> caracterizar pela temperatura<br />
do ponto <strong>de</strong> orvalho, pela temperatura virtual ou pela temperatura do<br />
termómetro molhado. A tensão <strong>de</strong> vapor (e) é a pressão exercida pelo<br />
vapor <strong>de</strong> água existente numa massa <strong>de</strong> ar húmido e exprime-se em<br />
unida<strong>de</strong>s <strong>de</strong> pressão, isto é, em milímetros <strong>de</strong> mercúrio (mm Hg), pascais<br />
(Pa) ou milibares (mb). Consi<strong>de</strong>ra-se a tensão <strong>de</strong> vapor atual (ea) como a<br />
existente num <strong>de</strong>terminado momento e a tensão máxima <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong><br />
água (es) como a pressão que o vapor <strong>de</strong> água exerceria em caso <strong>de</strong><br />
saturação do ar; logo, ea iguala es quando o ar está saturado. A tensão<br />
51
máxima <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água (es) <strong>de</strong>pen<strong>de</strong> da temperatura do ar (ANEXO<br />
3.1) A humida<strong>de</strong> absoluta () é a massa <strong>de</strong> água existente numa unida<strong>de</strong><br />
<strong>de</strong> volume <strong>de</strong> ar húmido e exprime-se em gramas por metro cúbico (g m -<br />
3 ). tem o mesmo valor numérico que a <strong>de</strong>nsida<strong>de</strong> do vapor <strong>de</strong> água no<br />
ponto consi<strong>de</strong>rado. Em caso <strong>de</strong> saturação do ar a humida<strong>de</strong> absoluta é<br />
máxima (s). A humida<strong>de</strong> absoluta relaciona-se com a tensão <strong>de</strong> vapor (e)<br />
através da seguinte expressão:<br />
52<br />
e<br />
2,<br />
17<br />
T<br />
(g m -3 ) (3.6)<br />
on<strong>de</strong> T é a temperatura absoluta (em K) e e exprime-se em Pa.<br />
A humida<strong>de</strong> relativa (HR) é a relação entre a tensão <strong>de</strong> vapor (ea)<br />
<strong>de</strong> uma massa <strong>de</strong> ar (ou a humida<strong>de</strong> absoluta) e a tensão máxima <strong>de</strong><br />
saturação (es) <strong>de</strong>ssa mesma massa <strong>de</strong> ar (ou a humida<strong>de</strong> absoluta máxima)<br />
e exprime-se em percentagem (varia entre 0 e 100):<br />
ea<br />
a<br />
HR(%)<br />
100<br />
100<br />
e <br />
s<br />
s<br />
(3.7)<br />
O défice <strong>de</strong> saturação (DS) é a quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água que,<br />
num <strong>de</strong>terminado momento, falta para saturar uma <strong>de</strong>terminada unida<strong>de</strong><br />
<strong>de</strong> volume <strong>de</strong> uma massa <strong>de</strong> ar húmido. DS po<strong>de</strong> exprimir-se como a<br />
diferença para 100 da humida<strong>de</strong> relativa (DS = 100 - HR), a diferença<br />
entre a humida<strong>de</strong> absoluta máxima à temperatura da massa <strong>de</strong> ar e a<br />
humida<strong>de</strong> absoluta no momento (DS = s-a) ou entre a tensão máxima <strong>de</strong><br />
saturação e a tensão atual (DS = es-ea).<br />
A humida<strong>de</strong> específica (q) é a razão entre a massa <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong><br />
água (mw) e a massa <strong>de</strong> volume <strong>de</strong> ar consi<strong>de</strong>rado (m):<br />
mw<br />
mw<br />
-1<br />
q <br />
(kg kg )<br />
(3.8)<br />
m m m<br />
on<strong>de</strong> md é a massa <strong>de</strong> ar seco.<br />
w<br />
d<br />
A razão <strong>de</strong> mistura (w) é a razão entre a massa <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água<br />
(mw) e a massa <strong>de</strong> ar seco (md) num dado volume <strong>de</strong> ar:<br />
mw<br />
-1<br />
w (kg kg )<br />
(3.9)<br />
m<br />
d<br />
A temperatura do ponto <strong>de</strong> orvalho (To) é a temperatura a que<br />
uma massa <strong>de</strong> ar húmido <strong>de</strong>verá ser arrefecida, a pressão constante
(processo <strong>de</strong> arrefecimento isobárico), para que fique saturada, ou seja,<br />
para que a humida<strong>de</strong> que contém (ea) seja máxima (es).<br />
A temperatura virtual (Tv) é a temperatura do ar seco tendo a<br />
mesma pressão e <strong>de</strong>nsida<strong>de</strong> totais que as do ar húmido. Exprime-se em<br />
função da temperatura do ar (T, em K) e da tensão atual (ea, em Pa) como<br />
se segue:<br />
ea<br />
Tv<br />
T(<br />
1 0,<br />
38 ) (K)<br />
(3.10)<br />
P<br />
on<strong>de</strong> P é a pressão atmosférica normal ( = 101,3 kPa).<br />
A temperatura do termómetro molhado (Tw) é a temperatura<br />
indicada por um termómetro bem ventilado cujo reservatório está<br />
envolvido por uma gaze molhada. Representa a mais baixa temperatura,<br />
sob pressão constante, a que o ar po<strong>de</strong> ser arrefecido por evaporação. Tw é<br />
registada, conjuntamente com Ta, por um psicrómetro (higrómetro <strong>de</strong><br />
evaporação) e está relacionada com a tensão <strong>de</strong> vapor (atual e máxima),<br />
pelas seguintes expressões:<br />
ea = es-0,000660(1+0,00115Tw)(Ta-Tw)P (3.11)<br />
e<br />
a<br />
0 , 480(<br />
ta<br />
tw<br />
)<br />
es<br />
<br />
P<br />
610 t<br />
w<br />
Os valores <strong>de</strong> tensão <strong>de</strong> vapor (es e ea) exprimem-se em Pa na 1ª<br />
equação e em mmHg na segunda; Ta e Tw exprimem-se em ºC. P é a<br />
pressão atmosférica normal (100kPa ou 755 mmHg). Os Anexos 3.2 e 3.3<br />
mostram também os valores <strong>de</strong> Humida<strong>de</strong> Relativa (em %) em função dos<br />
valores <strong>de</strong> Tw e <strong>de</strong> Ta-Tw.<br />
A temperatura, a latitu<strong>de</strong>, a altitu<strong>de</strong> e a distribuição dos<br />
continentes e dos oceanos são os fatores que mais influenciam a<br />
distribuição da humida<strong>de</strong> atmosférica no globo. A humida<strong>de</strong> absoluta ou<br />
a tensão <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água aumentam com a temperatura, sendo mais<br />
elevadas <strong>de</strong> dia e no verão que durante a noite e no inverno, <strong>de</strong>crescem<br />
em altitu<strong>de</strong> e são mais elevadas sobre os oceanos que sobre os<br />
continentes; a humida<strong>de</strong> relativa varia na razão inversa da temperatura, é<br />
maior nas regiões equatoriais e polares (>85%) que nas regiões<br />
temperadas (>70%) ou nas regiões subtropicais (80% sobre os oceanos). A humida<strong>de</strong> atmosférica diminui<br />
em altura durante o dia; durante a noite, quando a evaporação é menos<br />
intensa, o <strong>de</strong>créscimo da humida<strong>de</strong> é menos acentuado com a altura,<br />
quando há con<strong>de</strong>nsação sobre a superfície, o fluxo <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água é<br />
<strong>de</strong>scen<strong>de</strong>nte. Pela manhã, a evapotranspiração adiciona vapor <strong>de</strong> água a<br />
53
uma atmosfera (fluxo convergente) mo<strong>de</strong>radamente instável; ao começo<br />
da tar<strong>de</strong> a humida<strong>de</strong> atmosférica <strong>de</strong>cresce ligeiramente (apesar do pico <strong>de</strong><br />
evapotranspiração) <strong>de</strong>vido à mistura com massas <strong>de</strong> ar mais seco<br />
<strong>de</strong>correntes da ativida<strong>de</strong> convectiva; no fim da tar<strong>de</strong> a humida<strong>de</strong> volta a<br />
registar um máximo pois a capacida<strong>de</strong> <strong>de</strong> transportar vapor <strong>de</strong> água<br />
(aumento da estabilida<strong>de</strong> <strong>de</strong>vido ao arrefecimento da superfície) é menor<br />
que a taxa <strong>de</strong> evaporação; no período noturno a evapotranspiração<br />
diminui e, consequentemente, a humida<strong>de</strong> atmosférica.<br />
5.7. Evaporação e evapotranspiração<br />
A evaporação é o processo físico pelo qual uma substância<br />
transita do estado líquido para o estado gasoso. A evaporação é um dos<br />
componentes fundamentais do ciclo hidrológico, transferindo e<br />
redistribuindo água (e energia) da superfície do globo (oceanos, mares<br />
interiores, lagos, rios e solos) para a atmosfera. O vapor <strong>de</strong> água<br />
resultante da evaporação é difundido na baixa atmosfera por convecção,<br />
seja por difusão molecular, seja por mistura turbulenta. A<br />
evapotranspiração é o processo combinado <strong>de</strong> evaporação a partir da<br />
superfície do solo e dos seres vivos (nomeadamente as plantas) e <strong>de</strong><br />
transpiração através da superfície dos seres vivos. A evaporação e a<br />
evapotranspiração exprimem-se, geralmente, em mm ou em g m -2 s -1 .<br />
A evaporação (E) me<strong>de</strong>-se com evaporímetros, dos quais a tina <strong>de</strong><br />
classe A e o evaporímetro <strong>de</strong> Piche são os mais utilizados. A sua medição<br />
não é fácil, pelo que é comum o uso <strong>de</strong> diversos métodos <strong>de</strong> cálculo<br />
(Penman, balanço hídrico, balanço energético, método da transferência e<br />
massa,…). Exprime-se em milímetros (E = V/A, sendo V o volume <strong>de</strong><br />
água no estado líquido que se evaporou <strong>de</strong> um recipiente exposto ao ar,<br />
<strong>de</strong> boca horizontal <strong>de</strong> área A) ou em gramas por unida<strong>de</strong> <strong>de</strong> área (g m -2 ).<br />
A energia necessária, por unida<strong>de</strong> <strong>de</strong> massa, para a evaporação<br />
<strong>de</strong>nomina-se calor latente <strong>de</strong> vaporização () que, no caso da água, é <strong>de</strong><br />
aproximadamente 2,45 MJ Kg -1 a 20ºC. O calor latente (LE), associado à<br />
evaporação é um parâmetro do balanço energético <strong>de</strong> uma superfície<br />
(solo, folha,…) e resulta da multiplicação aritmética da água evaporada<br />
(E) pelo respetivo calor latente <strong>de</strong> vaporização () e, por isso, exprime-se<br />
em W m -2 .<br />
A temperatura do ar e da água, a tensão <strong>de</strong> vapor e a humida<strong>de</strong><br />
relativa do ar, a velocida<strong>de</strong> do vento, a pressão atmosférica, a salinida<strong>de</strong><br />
das águas, a extensão da superfície evaporante e, naturalmente, a radiação<br />
solar, são os fatores que mais condicionam o fenómeno evaporativo. A<br />
variação diária da evaporação é sobretudo condicionada pela<br />
54
temperatura, sendo por isso maior durante o dia, quando o défice <strong>de</strong><br />
saturação do ar é mais elevado, que durante o período noturno, on<strong>de</strong><br />
po<strong>de</strong> se anular caso o ar fique saturado. Também a variação diária do<br />
vento reforça geralmente a tendência <strong>de</strong>terminada pelo fator térmico. Os<br />
valores anuais mais elevados (cerca <strong>de</strong> 1500mm) observam-se sobre os<br />
oceanos tropicais, potenciados pelos ventos alíseos e sobre as áreas<br />
continentais on<strong>de</strong> a radiação solar é elevada e a vegetação <strong>de</strong>nsa.<br />
A evaporação e a evapotranspiração são processos que ligam a<br />
hidrosfera, a litosfera e a biosfera à atmosfera e condicionam<br />
marcadamente a evolução do ciclo hidrológico. A evapotranspiração<br />
influencia a energética da atmosfera e altera as características da massa <strong>de</strong><br />
ar.<br />
A evapotranspiração potencial (ETp) é a evapotranspiração que<br />
ocorre sempre que a taxa <strong>de</strong> perda <strong>de</strong> água não é influenciada pelo teor <strong>de</strong><br />
água disponível à superfície do solo e das plantas, isto é, sempre que a<br />
disponibilida<strong>de</strong> em água não constitui fator limitante. Por esta razão a<br />
evapotranspiração potencial é sinónimo <strong>de</strong> necessida<strong>de</strong> em água, a que<br />
permitiria ao solo manter permanentemente um grau ótimo <strong>de</strong> humida<strong>de</strong><br />
correspon<strong>de</strong>nte à quantida<strong>de</strong> necessária para o bom <strong>de</strong>senvolvimento das<br />
plantas suportadas pelo solo. A evapotranspiração real (ETr) é a<br />
evapotranspiração que ocorre em condições reais, isto é, <strong>de</strong> acordo com as<br />
características reais do solo e das plantas.<br />
5.8. Pressão atmosférica<br />
A pressão atmosférica é a força exercida por unida<strong>de</strong> <strong>de</strong> área <strong>de</strong><br />
uma coluna <strong>de</strong> ar atmosférico aplicada normalmente a qualquer<br />
superfície. A pressão exprime-se em bares, mm Hg e pascais (1 pascal é a<br />
força <strong>de</strong> 1 Newton que atua sobre uma área superficial <strong>de</strong> 1 m 2 ) e é<br />
medida com barómetros. A nível do mar, a pressão exercida pelo ar é<br />
cerca <strong>de</strong> 1,02 kg cm -2 (= 101325Pa = 1023,25mb = 760mmHg). Altas<br />
pressões e baixas pressões referem-se a valores superiores e inferiores a<br />
1023 mb, respetivamente (Figura 3.15). As primeiras concentram-se em<br />
anticiclones (centros <strong>de</strong> alta pressão) e as segundas em <strong>de</strong>pressões ou<br />
ciclones (centros <strong>de</strong> baixa pressão).<br />
A pressão atmosférica tem efeitos diretos no estado do tempo e na<br />
sua evolução, é a causa direta dos ventos, <strong>de</strong>terminando a sua velocida<strong>de</strong><br />
e direção, afeta a temperatura e a humida<strong>de</strong> do ar, a precipitação e outros<br />
elementos. Contudo, a pressão atmosférica não exerce <strong>de</strong> um modo direto<br />
uma influência relevante sobre os seres vivos (exceto o efeito altitu<strong>de</strong> e o<br />
que <strong>de</strong>corre das suas alterações bruscas).<br />
55
A pressão atmosférica diminui em altitu<strong>de</strong> e à superfície do globo.<br />
A equação hidrostática permite quantificar numa atmosfera em repouso a<br />
variação da pressão <strong>de</strong> uma parcela <strong>de</strong> ar com a altitu<strong>de</strong>:<br />
56<br />
-p = g z (kPa) (3.12)<br />
on<strong>de</strong> p representa a diferença <strong>de</strong> pressão entre dois níveis, é a<br />
<strong>de</strong>nsida<strong>de</strong> do ar (1,2250 Kg m -3 , ao nível do mar), g é a aceleração da<br />
gravida<strong>de</strong> (9,8 ms -2 ) e z a espessura, em metros, <strong>de</strong> uma camada da<br />
atmosfera. As variações horizontais da pressão atmosférica são muito<br />
menores que as variações em altitu<strong>de</strong>.<br />
Uma superfície isobárica é um lugar geométrico dos pontos da<br />
atmosfera on<strong>de</strong> a pressão, num instante, tem o mesmo valor (se a pressão<br />
atmosférica apenas variasse com a altitu<strong>de</strong>, seriam superfícies esféricas<br />
concêntricas ao globo e paralelas entre si). Uma isóbara ou curva isobárica<br />
é a linha <strong>de</strong> intersecção <strong>de</strong> uma superfície isobárica com uma superfície<br />
concêntrica ao globo terrestre e une pontos <strong>de</strong> igual pressão atmosférica.<br />
O maior ou menor afastamento das isóbaras entre si <strong>de</strong>pen<strong>de</strong> da maior ou<br />
menor homogeneida<strong>de</strong> da atmosfera. Nos anticiclones as superfícies<br />
isobáricas formam convexida<strong>de</strong>s voltadas para cima e as suas intersecções<br />
com a superfície terrestre são isóbaras cujos valores crescem da periferia<br />
para o centro (Figura 3.15a); nas <strong>de</strong>pressões ou ciclones as superfícies<br />
formam concavida<strong>de</strong>s voltadas para cima e as suas intersecções com a<br />
superfície são isóbaras cujos valores diminuem da periferia para o centro<br />
(Figura 3.15b).<br />
A variação da pressão atmosférica po<strong>de</strong> ter origem térmica ou<br />
origem dinâmica, <strong>de</strong>pen<strong>de</strong>ndo neste último caso <strong>de</strong> fatores como o<br />
movimento <strong>de</strong> rotação da terra, o atrito da superfície, a humida<strong>de</strong><br />
atmosférica ou a distribuição dos continentes. As variações da pressão<br />
atmosférica po<strong>de</strong>m ser periódicas ou aci<strong>de</strong>ntais.<br />
Ao longo <strong>de</strong> um ciclo diário, a pressão atmosférica apresenta<br />
máximos e dois mínimos, <strong>de</strong>vido à absorção da radiação solar pelo ozono<br />
na alta atmosfera e pelo vapor <strong>de</strong> água na baixa atmosfera. O<br />
aquecimento e o arrefecimento do ar criam oscilações <strong>de</strong> <strong>de</strong>nsida<strong>de</strong><br />
conhecidas como marés (térmicas) ou atmosféricas que <strong>de</strong>terminam<br />
variações pequenas da pressão atmosférica perto da superfície da Terra.<br />
Esta maré, também <strong>de</strong>nominada <strong>de</strong> barométrica, é mais evi<strong>de</strong>nte na<br />
região equatorial do que em outras latitu<strong>de</strong>s. Em latitu<strong>de</strong>s superiores a 60º<br />
a maré <strong>de</strong>ixa, em geral, <strong>de</strong> se observar. Ao longo do ano, os anticiclones e<br />
as <strong>de</strong>pressões permanentes <strong>de</strong>slocam-se em função da circulação geral da<br />
atmosfera e dos fatores físicos que a <strong>de</strong>terminam (radiação, distribuição<br />
<strong>de</strong> continentes e oceanos,…).
Figura 3.15. Isóbaras: (a) centro <strong>de</strong> altas pressões; (b) centro <strong>de</strong> baixas pressões.<br />
Entre as variações aci<strong>de</strong>ntais da pressão atmosférica <strong>de</strong>stacam-se<br />
as resultantes da passagem <strong>de</strong> perturbações atmosféricas, como sejam as<br />
<strong>de</strong>pressões acompanhadas <strong>de</strong> sistemas frontais ou os ciclones tropicais e<br />
as provocadas pelo vento, sobretudo se este é forte e sopra sob a forma <strong>de</strong><br />
rajadas.<br />
5.9. Vento<br />
O vento é o <strong>de</strong>slocamento horizontal do ar relativamente à<br />
superfície do globo terrestre e resulta da diferença <strong>de</strong> pressão entre dois<br />
locais. O aquecimento e/ou arrefecimento diferencial da atmosfera é a<br />
causa básica (ou inicial) do movimento atmosférico (pois está na base das<br />
diferenças <strong>de</strong> pressão). Assim, parte da radiação solar que atinge a Terra é<br />
transformada em energia cinética dos gases da atmosfera. O vento é<br />
<strong>de</strong>finido através da sua velocida<strong>de</strong> e da sua direção.<br />
Quadro 3.4 Escala <strong>de</strong> Beaufort.<br />
Nº <strong>de</strong> Velocida<strong>de</strong><br />
Beaufort<br />
(m s -1 Descrição Observações<br />
)<br />
0 calmo 33,5 Os danos são extremos<br />
Além do gradiente <strong>de</strong> pressão entre dois lugares, outros fatores<br />
controlam o movimento do ar atmosférico: a força da gravida<strong>de</strong>, o atrito,<br />
57
a força <strong>de</strong> Coriolis e a força centrífuga. Da ação conjugada <strong>de</strong> todos estes<br />
fatores resultam diferentes velocida<strong>de</strong>s e diferentes direções do vento. A<br />
velocida<strong>de</strong> exprime-se em m s -1 enquanto que a direção se exprime em<br />
graus. O primeiro parâmetro me<strong>de</strong>-se com anemómetros e o segundo com<br />
cataventos. Os ventos são classificados em função das forças que atuam<br />
sobre o ar em movimento (vento geostrófico, barostrófico e <strong>de</strong> gradiente),<br />
da sua direção (ventos constantes, periódicos e variáveis) ou da escala da<br />
circulação (primária, secundária,…). A escala <strong>de</strong> Beaufort permite<br />
classificar os ventos <strong>de</strong> acordo com a sua intensida<strong>de</strong> e seus<br />
correspon<strong>de</strong>ntes efeitos (Quadro 3.4).<br />
O perfil do vento junto à superfície reflete o efeito do atrito<br />
exercido pela superfície sobre o movimento do ar. O atrito retarda o<br />
movimento e <strong>de</strong>termina um <strong>de</strong>créscimo acentuado da velocida<strong>de</strong><br />
horizontal do vento na direção da superfície. Este aumento é menor na<br />
primavera e maior no outono. A 2 metros <strong>de</strong> altura, a velocida<strong>de</strong> do vento<br />
aumenta rapidamente <strong>de</strong>pois do nascer do Sol e alcança um máximo<br />
perto do meio-dia (transferência eficiente e rápida do momento na CLP<br />
<strong>de</strong>vido ao aumento da instabilida<strong>de</strong>), diminui durante a tar<strong>de</strong><br />
(diminuição progressiva da instabilida<strong>de</strong>), sendo pequena durante a<br />
noite.<br />
6. Classificações climáticas<br />
6.1. Tipos <strong>de</strong> Classificações<br />
Uma classificação climática <strong>de</strong>screve tipos <strong>de</strong> clima e <strong>de</strong>limita<br />
regiões climáticas com base em informação quantificada e organizada <strong>de</strong><br />
fatores que afetam o clima ou <strong>de</strong> elementos climáticos referentes ao um<br />
período mínimo <strong>de</strong> 30 anos consecutivos.<br />
A utilida<strong>de</strong> da subdivisão da Terra em zonas <strong>de</strong> incidência solar<br />
diferente (quente, temperado e polar, subdivididos pelos trópicos e os<br />
círculos polares) é reduzida, pois os fatores climáticos expressam-se <strong>de</strong><br />
forma diversa em diferentes regiões situadas a latitu<strong>de</strong>s similares. Des<strong>de</strong> a<br />
Grécia Antiga, surgiram variados esquemas <strong>de</strong> classificação dos climas do<br />
mundo, com interesse diverso e baseados em diferentes critérios,<br />
apresentando a maioria <strong>de</strong>las subdivisões e limites baseados na<br />
observação das condições originárias das zonas climáticas, seja <strong>de</strong><br />
elementos climáticos como a temperatura e a queda pluviométrica, seja<br />
dos seus efeitos, por exemplo, sobre a vegetação.<br />
Entre os diferentes sistemas <strong>de</strong> classificação, <strong>de</strong>stacam-se dois<br />
tipos fundamentais, os genéticos e os empíricos. Nas classificações<br />
58
genéticas, os climas agrupam-se <strong>de</strong> acordo com as suas causas físicas<br />
(fatores cósmicos ou geográficos, circulação geral da atmosfera, …),<br />
enquanto que as classificações empíricas assentam na combinação <strong>de</strong><br />
elementos ou parâmetros climáticos medidos, na maioria dos casos, a<br />
temperatura e a precipitação.<br />
Entre as classificações genéticas, merecem particular <strong>de</strong>staque a<br />
<strong>de</strong>lineada em 1928 por Tor Bergeron (Ljljequist, 1981), que classificou o<br />
clima <strong>de</strong> um local com base na frequência com que certo tipo <strong>de</strong> estados<br />
do tempo (massas <strong>de</strong> ar) nele ocorrem (classificação climática <strong>de</strong><br />
Bergeron), a proposta por Alissov em 1936, baseando-se nos<br />
<strong>de</strong>slocamentos sazonais das massas <strong>de</strong> ar (circulação geral da atmosfera),<br />
a <strong>de</strong> H. Flohn (1957) que, em 1950, propôs um sistema que inclui 7<br />
categorias baseadas na zonagem global dos ventos e na sazonalida<strong>de</strong> da<br />
precipitação, e a <strong>de</strong> Strahler (1969) que propôs um sistema que inclui 14<br />
tipos climáticos baseados nos mecanismos planetários fundamentais.<br />
As classificações do tipo empírico assentam nas consequências<br />
das condições climáticas e utilizam para o efeito <strong>de</strong>terminados<br />
indicadores, como a vegetação, a hidrologia, a humida<strong>de</strong>, a ari<strong>de</strong>z, etc.,<br />
sob a forma <strong>de</strong> frequência <strong>de</strong> ocorrência, valores limites (“thresholds”),<br />
índices, etc., <strong>de</strong>limitando assim as zonas climáticas. Entre este tipo <strong>de</strong><br />
classificações, <strong>de</strong>stacam-se as baseadas em balanços energéticos e <strong>de</strong><br />
humida<strong>de</strong> (limites térmicos e hídricos relacionadas, em grau variável,<br />
com a vegetação e o crescimento vegetal), e as baseadas em índices<br />
bioclimáticos (fitoclimáticos, conforto climático,…). Entre as primeiras,<br />
<strong>de</strong>stacam-se a <strong>de</strong> Budyko (1974), que estabeleceu diferentes tipos<br />
climáticos a partir da relação entre a radiação líquida disponível para o<br />
processo evaporativo a partir <strong>de</strong> uma superfície molhada e o calor<br />
necessário para evaporar a precipitação média anual (a fronteira entre<br />
climas secos e húmidos ocorre quando a razão é igual a 1) e a <strong>de</strong> Terjung<br />
& Louie (1972) que usou fluxos <strong>de</strong> energia para classificar a quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong><br />
energia entrada (radiação líquida e advecção) e saída (calor sensível e<br />
calor latente) e a sua variação sazonal. Entre as que se relacionam <strong>de</strong> um<br />
modo mais direto com a vegetação e/ou o crescimento vegetal, <strong>de</strong>stacamse<br />
a classificação <strong>de</strong> Köppen e a classificação racional dos climas <strong>de</strong><br />
Thornthwaite. Merece ainda referência a classificação climática<br />
estabelecida por W. Lauer, (Lauer et al., 1996) que se baseou em mínimos<br />
térmicos e hídricos para a vegetação natural e para culturas agrícolas (os<br />
limites para as zonas foram <strong>de</strong>terminados a partir <strong>de</strong> índices <strong>de</strong> radiação,<br />
enquanto que os tipos climáticos basearam-se num índice térmico e num<br />
índice <strong>de</strong> humida<strong>de</strong> que tomam em consi<strong>de</strong>ração a diferença entre as<br />
precipitações mensais e a evaporação potencial). Frankenberg, Penck,<br />
Troll e Pfaffen, Wissmann são exemplos <strong>de</strong> outros autores que<br />
59
estabeleceram classificações baseadas em limites térmicos ou hídricos<br />
usados como critérios para diferenciar entre si zonas climáticas ou<br />
subdivisões em tipos ou subtipos climáticos (Kappas, 2009). Há<br />
numerosos índices fitoclimáticos (geralmente índices <strong>de</strong> ari<strong>de</strong>z), sendo os<br />
mais referidos na literatura aqueles que baseiam o seu cálculo em valores<br />
médios <strong>de</strong> precipitação e temperatura (coeficiente hidrotérmico <strong>de</strong> Lang,<br />
índice <strong>de</strong> ari<strong>de</strong>z <strong>de</strong> Martonne, coeficiente pluviométrico <strong>de</strong> Emberger,<br />
índice <strong>de</strong> Dantin-Ravenga), outros ainda que se baseiam no défice <strong>de</strong><br />
saturação <strong>de</strong> vapor (índice <strong>de</strong> Mayer), além <strong>de</strong> índices <strong>de</strong> produtivida<strong>de</strong><br />
agrária (índice <strong>de</strong> Patterson, índice <strong>de</strong> potencialida<strong>de</strong> agrícola <strong>de</strong><br />
T.Turc,…). A partir <strong>de</strong> índices <strong>de</strong> conforto humano (térmico e/ou<br />
mecânico) Terjung (1966) propôs uma classificação bioclimática usando<br />
dados <strong>de</strong> temperatura, humida<strong>de</strong> relativa, insolação e velocida<strong>de</strong> do<br />
vento. A <strong>de</strong>scrição <strong>de</strong>talhada <strong>de</strong>stes índices bioclimáticos po<strong>de</strong>rá ser<br />
estudada em Castillo & Sentis (1996), em Barry & Chorley (2003) ou em<br />
Porta et al. (2003).<br />
Quaisquer das classificações referidas no parágrafo anterior são<br />
globais, isto é, são aplicáveis a qualquer zona do globo. Contudo, há<br />
também classificações com projeção regional ou local, como a classificação<br />
empírica <strong>de</strong> Schmidt e Fergusson (Schmidt & Fergusson, 1951), que<br />
relaciona o número <strong>de</strong> meses secos e meses húmidos num dado local, em<br />
regiões isotérmicas como as tropicais, o coeficiente estival <strong>de</strong> Giacobbe ou<br />
o índice xerotérmico, particularmente adaptados à região mediterrânea,<br />
ou as classificações genéticas <strong>de</strong> Lamb (1972) – Lamb Weather types, e <strong>de</strong><br />
Muller (1977) - Muller Weather Types, ambas baseadas na posição <strong>de</strong> um<br />
local em relação às principais características da circulação secundária<br />
(<strong>de</strong>pressões frontais das latitu<strong>de</strong>s médias).<br />
A estreita correspondência entre clima e ocupação natural do solo<br />
(bioma) faz da temperatura e da precipitação parâmetros fundamentais<br />
para a caracterização climática, uma vez que temperatura e<br />
disponibilida<strong>de</strong> <strong>de</strong> água no solo são os elementos fundamentais no<br />
controle do ciclo vegetativo das plantas. Na maior parte das classificações<br />
conhecidas, os limites entre grupos são <strong>de</strong>finidos a partir <strong>de</strong> valores <strong>de</strong><br />
temperatura, precipitação e/ou parâmetros <strong>de</strong>rivados. É o caso das<br />
classificações climáticas <strong>de</strong> Köppen e <strong>de</strong> Thornthwaite, cujas<br />
características serão <strong>de</strong>senvolvidas com o <strong>de</strong>vido <strong>de</strong>talhe, <strong>de</strong> seguida.<br />
6.2. Classificação Climática <strong>de</strong> Köppen<br />
A classificação climática <strong>de</strong> Wladimir Köppen é empírica e,<br />
seguramente, a mais usada em todo o mundo. Foi estabelecida em 1900 e<br />
baseia-se em observações da temperatura do ar e da precipitação, assim<br />
60
como no grau <strong>de</strong> secura e na sazonalida<strong>de</strong> da precipitação. As suas<br />
divisões correspon<strong>de</strong>m aos principais tipos <strong>de</strong> cobertura vegetal do<br />
planeta (floresta equatorial, savana-estepe, <strong>de</strong>serto, floresta <strong>de</strong> folhosas ou<br />
<strong>de</strong> coníferas e tundra). Mais tar<strong>de</strong> houve vários contributos e<br />
modificações por outros autores, pelo que se encontram referenciados na<br />
bibliografia, frequentemente, as classificações <strong>de</strong> Köppen-Geiger, <strong>de</strong><br />
Köppen-Geiger-Pohl ou, ainda, a classificação <strong>de</strong> Köppen modificada por<br />
Trewartha.<br />
A classificação <strong>de</strong> Köppen utiliza um sistema <strong>de</strong> letras (A-E, na<br />
sequência como se apresentam a partir do equador em direção aos pólos)<br />
para diferenciar as principais zonas ou tipos climáticos, recorrendo às<br />
iniciais <strong>de</strong> algumas palavras que <strong>de</strong>screvem a condição climática (em<br />
alemão) para <strong>de</strong>finir os subtipos climáticos. Os cinco tipos climáticos<br />
principais são <strong>de</strong>signados por uma letra maiúscula e são <strong>de</strong>limitados com<br />
base no ciclo anual das temperaturas médias mensais do ar (climas A, C,<br />
D e E) ou na importância relativa entre evapotranspiração e precipitação<br />
anuais (clima B); os 12 subtipos climáticos, subdivisões dos 5 tipos<br />
climáticos principais, <strong>de</strong>signam-se por uma letra maiúscula<br />
(correspon<strong>de</strong>nte ao tipo climático principal) e por uma letra minúscula<br />
que diferencia climas com base na sazonalida<strong>de</strong> da precipitação (climas A,<br />
C e D), no grau <strong>de</strong> secura (clima B) ou na temperatura do mês mais quente<br />
(clima E). Mais tar<strong>de</strong> Trewartha & Horn (1980) introduziram o tipo<br />
climático H para agrupar os climas <strong>de</strong> altitu<strong>de</strong>.<br />
Os tipos e os subtipos climáticos são os seguintes:<br />
A – <strong>Clima</strong> tropical chuvoso. Não há estação fria (a temperatura<br />
média do mês mais frio é superior a 18ºC). As áreas afetadas por este tipo<br />
climático, característico da zona intertropical, suportam plantas que<br />
necessitam continuamente <strong>de</strong> temperaturas elevadas (megatérmicas) e <strong>de</strong><br />
precipitação relativamente abundante.<br />
Os climas do tipo A subdivi<strong>de</strong>m-se da seguinte forma:<br />
Af - Tropical chuvoso <strong>de</strong> floresta. A temperatura e a precipitação<br />
permanecem elevadas ao longo <strong>de</strong> todo ano (o mês mais seco apresenta<br />
pelo menos 60 mm <strong>de</strong> precipitação) e a sua variação é mínima. A<br />
formação vegetal correspon<strong>de</strong>nte é a Floresta Tropical Chuvosa ou<br />
Floresta Equatorial.<br />
Aw - <strong>Clima</strong> tropical chuvoso <strong>de</strong> savana. Neste subtipo há uma<br />
estação seca distinta que é o inverno (período em que a altura média do<br />
sol é menor). A precipitação é menor que 60 mm em pelo menos um mês;<br />
a do mês mais seco <strong>de</strong>ve ser inferior a 100- (1/25 da precipitação total<br />
anual). Este subtipo climático correspon<strong>de</strong> à zona da Savana.<br />
61
Am - <strong>Clima</strong> Tropical <strong>de</strong> Monção. A estação seca é curta e a<br />
precipitação anual é suficientemente elevada para manter o solo húmido<br />
durante todo o ano. A precipitação é menor que 60 mm em pelo menos<br />
um mês; a do mês mais seco <strong>de</strong>ve ser superior a 100 - (1/25 da<br />
precipitação total anual). Tal como em Af, a Floresta Tropical chuvosa é a<br />
formação vegetal característica.<br />
B – <strong>Clima</strong> seco. O valor anual da evapotranspiração potencial<br />
(ETp) exce<strong>de</strong> o valor da precipitação (R) respetivo:<br />
R < 2T + 14 se a precipitação é distribuída regularmente ao longo<br />
do ano;<br />
R < 2T se a precipitação for máxima no verão (Rmês <strong>de</strong> verão<br />
mais húmido 10 Rmês <strong>de</strong> inverno mais seco);<br />
R < 2T + 28 se a precipitação for máxima no inverno (Rmês <strong>de</strong><br />
inverno mais húmido 3 Rmês <strong>de</strong> verão mais seco).<br />
Os climas B subdivi<strong>de</strong>m-se em <strong>Clima</strong>s semiáridos <strong>de</strong> estepe (BS) e<br />
<strong>Clima</strong>s <strong>de</strong>sérticos (BW). Sempre que a precipitação atinge meta<strong>de</strong> dos<br />
limites atrás <strong>de</strong>finidos consi<strong>de</strong>ra-se o clima BS; no caso contrário,<br />
consi<strong>de</strong>ra-se o clima BW. As fronteiras entre estes subtipos para as três<br />
situações <strong>de</strong>finidas anteriormente quantificam-se <strong>de</strong>sta forma:<br />
62<br />
R = T + 7, se a precipitação for uniforme durante o ano;<br />
R = T, se a precipitação for máxima no verão;<br />
R = T + 14, se a precipitação for máxima no inverno.<br />
Nos climas do tipo B a quantida<strong>de</strong> <strong>de</strong> precipitação não é<br />
suficiente para suportar correntes <strong>de</strong> água em permanência ao longo <strong>de</strong><br />
todo o ano. Este tipo climático encontra-se sobretudo nas regiões<br />
subtropicais e no interior da Ásia.<br />
C – <strong>Clima</strong> Mesotérmico húmido. A temperatura média do mês<br />
mais frio situa-se entre –3ºC e 18ºC (verão mo<strong>de</strong>rado a quente e inverno<br />
suave). A temperatura média <strong>de</strong> –3ºC é um limite abaixo do qual se<br />
espera a presença <strong>de</strong> cobertura gelada ou <strong>de</strong> neve em pelo menos um mês.<br />
A precipitação é resultante em larga medida da ativida<strong>de</strong> dos ciclones<br />
frontais (latitu<strong>de</strong>s médias). Köppen consi<strong>de</strong>rou três subdivisões:<br />
Cf – <strong>Clima</strong> temperado húmido. Não há uma estação seca nítida (a<br />
precipitação média mensal do mês mais seco é superior a 30 mm).
Cw – <strong>Clima</strong> temperado com inverno seco. O mês mais seco (<strong>de</strong><br />
inverno) apresenta uma precipitação inferior a 30 mm; a precipitação<br />
média mensal no mês mais húmido (<strong>de</strong> verão) é pelo menos <strong>de</strong>z vezes<br />
superior à do mês mais seco.<br />
Cs – <strong>Clima</strong> temperado com verão seco. O mês mais seco (<strong>de</strong><br />
verão) apresenta uma precipitação inferior a 30 mm e a 1/3 da<br />
precipitação do mês mais húmido (<strong>de</strong> inverno).<br />
D – <strong>Clima</strong> Microtérmico húmido. A temperatura média do mês<br />
mais quente é superior a 10ºC enquanto que a temperatura média do mês<br />
mais frio é inferior a –3ºC (verão mo<strong>de</strong>radamente quente e inverno frio).<br />
A temperatura média <strong>de</strong> 10ºC para o mês mais quente do ano representa o<br />
limite crítico para a sobrevivência das espécies arbóreas. Nos climas D o<br />
solo apresenta-se congelado e/ou coberto <strong>de</strong> neve durante vários meses.<br />
Os subtipos climáticos consi<strong>de</strong>rados são:<br />
Df – <strong>Clima</strong> frio sempre húmido. A precipitação média mensal do<br />
mês mais seco é superior a 30 mm.<br />
Dw – <strong>Clima</strong> frio com inverno seco. A precipitação média do mês<br />
mais seco (<strong>de</strong> inverno) é inferior a 30 mm; a precipitação média do mês<br />
mais húmido (<strong>de</strong> verão) é, pelo menos, <strong>de</strong>z vezes superior à do mês mais<br />
seco. Este clima é característico <strong>de</strong> vastas zonas do nor<strong>de</strong>ste asiático.<br />
E – <strong>Clima</strong> polar. A temperatura média do mês mais quente é<br />
inferior a 10ºC (inverno e verão extremamente frios).<br />
A vida vegetal <strong>de</strong>pen<strong>de</strong> da intensida<strong>de</strong> e da duração <strong>de</strong> uma<br />
estação cuja temperatura média seja positiva. A existência <strong>de</strong> pelo menos<br />
um mês em que tal ocorra serve <strong>de</strong> critério para distinguir dois subtipos<br />
climáticos entre os climas E:<br />
ET – <strong>Clima</strong> polar <strong>de</strong> tundra. A temperatura média do mês mais<br />
quente é inferior a 10ºC mas superior a 0ºC. Há uma estação que permite o<br />
crescimento vegetal.<br />
EF – <strong>Clima</strong> polar <strong>de</strong> gelo permanente. A temperatura média do<br />
mês mais quente é inferior a 0ºC. O gelo é perpétuo e não há vegetação.<br />
Köppen utilizou outros símbolos (formas climáticas) para<br />
caracterizar, com mais pormenor, os diferentes tipos ou subtipos<br />
climáticos: a – verão quente (Ta do mês mais quente > 22ºC); b – verão frio<br />
(Ta do mês mais quente < 22ºC e Ta mensal > 10ºC em pelo menos quatro<br />
63
meses); c – verão curto e pouco quente (Ta > 10ºC em pelo menos quatro<br />
meses); d – Ta média do mês mais frio < -38ºC; g – mês mais quente do<br />
ano é anterior ao solstício e à estação chuvosa <strong>de</strong> verão; h – Ta média<br />
anual >18ºC; i – amplitu<strong>de</strong> térmica anual < 5ºC; k – Ta média anual<br />
Figura 3.16. Distribuição geográfica dos climas (Classificação climática <strong>de</strong> KÖPPEN)
66<br />
Figura 3.17. A distribuição das zonas climáticas <strong>de</strong> Köppen num mo<strong>de</strong>lo <strong>de</strong><br />
continente único, juntando as zonas <strong>de</strong> cada latitu<strong>de</strong> (De Blij & Muller, 1996).<br />
6.3. Classificação Racional dos <strong>Clima</strong>s <strong>de</strong> Thornthwaite<br />
C. Thornthwaite introduziu o conceito <strong>de</strong> evapotranspiração<br />
potencial (transferência <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água para a atmosfera, por<br />
evaporação e por transpiração, em condições hídricas não limitativas) e<br />
quantificou-o, fazendo-o <strong>de</strong>pen<strong>de</strong>r da temperatura do ar e da insolação<br />
astronómica. A partir da diferença entre os valores médios mensais da<br />
evapotranspiração potencial e da precipitação, Thornthwaite <strong>de</strong>finiu<br />
meses húmidos e meses secos (Thornthwaite, 1948) e, com John Mather,<br />
elaborou um balanço hídrico (Thornthwaite & Mather, 1957), no qual são<br />
calculados valores médios para o armazenamento <strong>de</strong> água no solo, a<br />
evapotranspiração real, o défice e o excesso <strong>de</strong> água, etc… (ver balanço<br />
hídrico do solo – Método <strong>de</strong> Thornthwaite-Mather). Consi<strong>de</strong>rando os<br />
resultados do balanço hídrico e uma capacida<strong>de</strong> utilizável do solo <strong>de</strong> 100<br />
mm, Thornthwaite <strong>de</strong>screveu uma classificação climática baseada na<br />
caracterização dos regimes térmico e hídrico <strong>de</strong> um local - a Classificação<br />
Racional dos <strong>Clima</strong>s <strong>de</strong> Thornthwaite.<br />
A Classificação Climática <strong>de</strong> Thornthwaite compreen<strong>de</strong> o cálculo<br />
<strong>de</strong> 5 índices climáticos (simples e complexos) estimados a partir dos<br />
resultados do Balanço Hídrico: três são indicadores do regime hídrico (o<br />
“Índice Hídrico”, o “Índice <strong>de</strong> Humida<strong>de</strong>” e o “Índice <strong>de</strong> Ari<strong>de</strong>z”) e dois
são indicadores do regime térmico (o “Índice <strong>de</strong> Eficiência Térmica” e a<br />
“Concentração Estival da Eficiência Térmica”).<br />
a) Regime Hídrico<br />
O Índice <strong>de</strong> Humida<strong>de</strong> e o Índice <strong>de</strong> Ari<strong>de</strong>z caracterizam o<br />
regime hídrico local em termos sazonais (eficácia da humida<strong>de</strong>). O Índice<br />
<strong>de</strong> Ari<strong>de</strong>z (Ia) avalia a importância <strong>de</strong> um eventual período seco:<br />
I a<br />
(%)<br />
D<br />
<br />
ETP<br />
anual<br />
100<br />
(3.13)<br />
O Índice <strong>de</strong> Humida<strong>de</strong> (Ihu) avalia a importância <strong>de</strong> uma eventual<br />
estação húmida:<br />
I h u<br />
(%)<br />
S<br />
<br />
ETP<br />
anual<br />
100<br />
(3.14)<br />
Nas equações 3.13 e 3.14, D é o défice anual <strong>de</strong> água, S é o excesso<br />
ou superavit anual e ETpanual é a evapotranspiração potencial anual.<br />
Os tipos climáticos baseados nos valores do Índice <strong>de</strong> Ari<strong>de</strong>z (Ia)<br />
referem-se ao grau e sazonalida<strong>de</strong> da <strong>de</strong>ficiência <strong>de</strong> água no solo; os que<br />
são baseados nos valores do Índice <strong>de</strong> Humida<strong>de</strong> (Ihu ) referem-se ao grau<br />
e sazonalida<strong>de</strong> do excesso <strong>de</strong> água no solo (Quadro 3.5b).<br />
O Índice Hídrico (Ihid) exprime a humida<strong>de</strong> global do clima. Ihid é<br />
calculado a partir dos Índices <strong>de</strong> Humida<strong>de</strong> (Ihu) e <strong>de</strong> Ari<strong>de</strong>z (Ia):<br />
I (%) I I<br />
(3.15)<br />
hi<br />
hu<br />
a<br />
Os tipos climáticos baseados nos valores do Índice Hídrico são os<br />
seguintes: A = Superhúmido; B = Húmido (B4, B3, B2 e B1); C = Sub-húmido<br />
(C2 e C1); D = Semiárido; E = Árido (Quadro 3.5a). Para efeitos <strong>de</strong><br />
classificação climática consi<strong>de</strong>ra-se apenas o Índice <strong>de</strong> Ari<strong>de</strong>z se o clima<br />
for húmido (tipos A, B e C2) ou o Índice <strong>de</strong> Humida<strong>de</strong> se o clima for seco<br />
(tipos C1, D e E).<br />
b) Regime Térmico<br />
O regime térmico <strong>de</strong> um local é avaliado pelo Índice <strong>de</strong> Eficiência<br />
Térmica (ou simplesmente Eficiência Térmica - ET) e pela Concentração<br />
Estival da Eficiência Térmica (CEET). ET caracteriza o regime térmico<br />
local em termos anuais e exprime-se pelo valor anual da<br />
evapotranspiração potencial (ETp), calculada como função exclusiva da<br />
temperatura pelo método (empírico) <strong>de</strong> Thornthwaite:<br />
ET = ETp anual (mm) (3.16)<br />
67
Os tipos climáticos baseados nos valores do Índice <strong>de</strong> Eficiência<br />
Térmica são os seguintes: A’ = Megatérmico; B’ = Mesotérmico (B’4, B’3, B’2<br />
e B’1); C’ = Microtérmico (C’2 e C’1); D’ = Tundra; E’ = Gelo perpétuo. Os<br />
limites para cada um dos tipos climáticos constam da Quadro 3.5c.<br />
A CEET caracteriza o regime térmico local em termos sazonais,<br />
exprimindo a importância relativa do trimestre mais quente do ano:<br />
68<br />
ETp1<br />
ETp2<br />
ETp3<br />
CEET (%) (3.17)<br />
ETpanual<br />
on<strong>de</strong> ETp1, ETp2 e ETp3 são os valores estimados <strong>de</strong> ETp relativos aos três<br />
meses consecutivos mais quentes e ETp anual tem o significado habitual.<br />
A CEET po<strong>de</strong> ser pequena (a’), mo<strong>de</strong>rada (b’4, b’3, b’2 e b’1),<br />
gran<strong>de</strong> (c’2 e c’1) ou muito gran<strong>de</strong> (d); os limites <strong>de</strong> cada um dos tipos<br />
climáticos baseados neste índice constam da Quadro 3.5d.<br />
A cada um dos quatro tipos climáticos (baseados no Índice<br />
Hídrico, no Índice <strong>de</strong> Humida<strong>de</strong>/Índice <strong>de</strong> ari<strong>de</strong>z, no Índice <strong>de</strong> Eficiência<br />
Térmica e na Concentração Estival <strong>de</strong> Eficiência Térmica) correspon<strong>de</strong> um<br />
símbolo. O conjunto dos quatro símbolos constitui a fórmula climática<br />
final. Para uma completa <strong>de</strong>scrição do clima segundo Thornthwaite<br />
<strong>de</strong>vem ser transcritas as <strong>de</strong>signações relativas a cada um dos símbolos<br />
obtidos.<br />
Quadro 3.5. Tipos Climáticos (a) resultantes do Índice hídrico, (b) indicativos do<br />
regime estacional da humida<strong>de</strong>, (c) indicativos da eficiência térmica, (d)<br />
indicativos da concentração estival da eficiência térmica.
7. Exercícios<br />
1. Representações gráficas. A partir <strong>de</strong> valores normais relativos à<br />
Estação Meteorológica <strong>de</strong> <strong>Évora</strong> (Normal <strong>Clima</strong>tológica) (Quadro 3.1):<br />
a) Elabore diagramas retangulares para representar a variação da<br />
temperatura (média mensal, média das máximas e média das mínimas) e<br />
da precipitação média mensal (gráfico <strong>de</strong> barras).<br />
b) Elabore um diagrama ombrotérmico (representação conjunta<br />
da temperatura e da precipitação ao longo do ano)<br />
c) Construa um gráfico termohigrométrico (climograma)<br />
d) Represente, através <strong>de</strong> um diagrama polar, a frequência e a<br />
velocida<strong>de</strong> do vento para os diferentes rumos.<br />
e) Represente as frequências relativas e absolutas <strong>de</strong> diferentes<br />
classes <strong>de</strong> valores <strong>de</strong> temperatura (histogramas)<br />
2. A superfície <strong>de</strong> um solo, com um albedo <strong>de</strong> 25%, e cuja<br />
temperatura é, num dado momento, <strong>de</strong> 33ºC, é irradiada com radiação <strong>de</strong><br />
pequeno comprimento <strong>de</strong> onda igual a 700 W m -2 . A temperatura do ar no<br />
abrigo meteorológico é <strong>de</strong> 25ºC. Determine o balanço <strong>de</strong> radiação da<br />
superfície consi<strong>de</strong>rada.<br />
3. Sabendo que a humida<strong>de</strong> relativa <strong>de</strong> <strong>de</strong>terminado ambiente é<br />
<strong>de</strong> 75% e que a temperatura do ar é <strong>de</strong> 16ºC, <strong>de</strong>termine a tensão atual <strong>de</strong><br />
vapor, a humida<strong>de</strong> absoluta, a temperatura do ponto <strong>de</strong> orvalho e o défice<br />
<strong>de</strong> saturação.<br />
4. Supondo que a temperatura <strong>de</strong> uma certa porção da atmosfera<br />
é <strong>de</strong> 20ºC e que ela <strong>de</strong>ve ser arrefecida até 12ºC para que se inicie a<br />
<strong>de</strong>posição <strong>de</strong> orvalho, calcule:<br />
a) Os valores da tensão atual <strong>de</strong> vapor, da humida<strong>de</strong> relativa, da<br />
humida<strong>de</strong> absoluta e do défice <strong>de</strong> saturação;<br />
b) A massa <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água <strong>de</strong>positada sob a forma <strong>de</strong> orvalho,<br />
por m 3 <strong>de</strong> ar, se a temperatura baixar para os 9ºC.<br />
5. Uma massa <strong>de</strong> ar tem a temperatura do ar igual a 17ºC e a<br />
temperatura do termómetro molhado igual a 12ºC. Calcule a tensão atual<br />
<strong>de</strong> vapor, a humida<strong>de</strong> relativa e a temperatura do ponto <strong>de</strong> orvalho.<br />
6. Classifique o clima da região <strong>de</strong> <strong>Évora</strong> com base na<br />
Classificação Racional <strong>de</strong> Thornthwaite e na Classificação <strong>de</strong> Köppen.<br />
Para o efeito <strong>de</strong>ve ter em conta os valores constantes da Normal<br />
<strong>Clima</strong>tológica apresentada na Quadro 3.1 assim como os valores obtidos a<br />
69
partir da elaboração do balanço hídrico [ETp = 790 mm; Danual = 342 mm;<br />
Sanual = 196 mm; ETp meses mais quentes = 104 mm (jun), 132 mm (jul), 127 mm<br />
(ago)]<br />
70<br />
7. A partir <strong>de</strong> valores normais expostos na Quadro 3.6:<br />
a) Elabore diagramas ombrotérmicos referentes a cada um dos<br />
locais referidos;<br />
b) Classifique os climas <strong>de</strong> cada um dos locais seguindo a<br />
classificação <strong>de</strong> Köppen;<br />
c) Especifique para cada um dos locais as formações vegetais<br />
características assim como o tipo <strong>de</strong> utilização agrícola possível.<br />
Quadro 3.6. Valores normais (mensais e anuais) <strong>de</strong> temperatura (T, em ºC) e <strong>de</strong><br />
precipitação (R, em mm) referentes a diferentes locais do globo.<br />
Local<br />
Lat./ Elementos<br />
Meses do Ano<br />
ANO<br />
Long. Climáticos JAN FEV MAR ABR MAI JUN JUL AGO SET OUT NOV DEZ<br />
Singapura 1º18'N T(ºC) 26 27 27 27 28 27 27 27 27 27 27 27 24<br />
(Singapura) 104ºE R (mm) 252 172 193 188 172 172 170 196 178 208 254 257 2413<br />
Cuiaba 15ºS T(ºC) 27 27 27 27 26 24 24 26 28 28 28 27 27<br />
(Brasil) 56ºE R (mm) 249 211 211 102 54 8 5 28 51 115 150 206 1387<br />
Nápoles 41ºN T(ºC) 9 9 12 15 18 22 25 25 22 18 13 11 17<br />
(Itália) 14ºE R (mm) 122 89 43 46 56 18 15 33 109 117 104 120 811<br />
St.Cruz das Flores 39ºN T(ºC) 14 13 14 15 17 19 22 23 22 19 17 16 18<br />
(Portugal) 31ºW R (mm) 206 150 164 108 89 68 67 78 111 145 131 162 1479<br />
Upernivik 73ºN T(ºC) -22 -23 -21 -14 -4 2 5 5 1 -4 -10 -17 -9<br />
(Dinamarca) 56ºW R (mm) 10 10 15 15 15 15 25 28 25 28 28 13 227<br />
Harbin 45ºN T(ºC) -19 -15 -4 5 18 19 22 21 14 4 -6 -16 4<br />
(China) 126ºE R (mm) 3 5 10 23 43 96 114 104 46 33 8 5 482<br />
Montreal 45ºN T(ºC) -10 -9 -4 5 13 18 21 19 15 3 1 -7 6<br />
(Canadá) 73ºW R (mm) 94 81 94 61 77 89 97 86 89 84 86 94 1032<br />
Ulan Bator 48ºN T(ºC) -27 -20 -11 1 9 14 17 15 9 -1 -13 -27 -3<br />
(Mongólia) 107ºE R (mm) 0 3 0 0 8 43 66 54 13 3 3 3 196<br />
Jacobadad 28ºN T(ºC) 14 17 24 30 33 37 35 33 32 26 20 15 26<br />
(Pasquistão) 68ºE R (mm) 5 8 5 5 3 8 23 23 5 3 3 5 96<br />
Bulawayo 20ºS T(ºC) 22 20 20 19 16 13 13 16 20 23 22 21 19<br />
(Zimbábwe) 29ºE R (mm) 142 76 60 21 4 2 1 2 4 23 104 122 561<br />
Aparri 18ºN T(ºC) 24 24 26 28 29 29 29 29 28 27 26 24 516,7<br />
(Filipinas) 122ºE R (mm) 152 84 61 46 124 170 216 241 287 358 325 208 2273
8. Referências Bibliográficas<br />
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73
ANEXOS<br />
74<br />
ANEXO 3.1. Tensão <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água (saturação) em Pa (es).<br />
T (ºC) 0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9<br />
0 610,8 615,2 619,7 624,2 628,8 633,3 637,9 642,6 647,2 651,9<br />
1 656,6 661,4 666,1 670,9 675,8 680,7 685,6 690,5 695,5 700,4<br />
2 705,5 710,5 715,6 720,7 725,7 731,1 736,3 741,6 746,9 752,2<br />
3 757,5 762,9 768,3 773,8 779,3 784,8 790,4 796 801,6 807,2<br />
4 812,9 818,7 824,5 830,3 836,1 842 847,9 853,8 859,8 865,9<br />
5 871,9 878 884,2 890,3 896,6 902,8 909,1 913,4 921,8 928,2<br />
6 934,6 941,1 947,7 954,2 960,8 967,5 974,2 980,9 987,7 994,5<br />
7 1001 1008 1015 1022 1029 1036 1043 1050 1058 1065<br />
8 1072 1079 1087 1094 1102 1109 1117 1124 1132 1140<br />
9 1147 1155 1163 1171 1179 1187 1195 1203 1211 1219<br />
10 1227 1235 1244 1252 1261 1269 1277 1286 1295 1303<br />
11 1312 1321 1329 1338 1347 1356 1365 1374 1383 1393<br />
12 1402 1411 1420 1430 1439 1449 1458 1468 1477 1487<br />
13 1497 1507 1517 1527 1537 1547 1557 1567 1577 1588<br />
14 1598 1608 1619 1629 1640 1650 1661 1672 1683 1693<br />
15 1704 1715 1726 1738 1749 1760 1771 1783 1794 1806<br />
16 1817 1829 1841 1852 1864 1876 1888 1900 1912 1924<br />
17 1937 1949 1961 1974 1986 1999 2012 2024 2037 2050<br />
18 2063 2076 2089 2102 2115 2129 2124 2156 2169 2183<br />
19 2196 2210 2224 2238 2252 2266 2280 2294 2308 2323<br />
20 2337 2352 2366 2381 2396 2411 2426 2441 2456 2471<br />
21 2486 2501 2517 2532 2548 2563 2579 2595 2611 2627<br />
22 2643 2659 2675 2692 2708 2725 2741 2758 2775 2792<br />
23 2809 2826 2843 2860 2877 2895 2912 2930 2947 2965<br />
24 2983 3001 3019 3037 3056 3074 3092 3111 3130 3148<br />
25 3167 3186 3205 3224 3243 3263 3282 3302 3321 3341<br />
26 3361 3381 3401 3421 3441 3462 3482 3503 3523 3544<br />
27 3565 3586 3607 3628 3649 3671 3692 3714 3736 3758<br />
28 3780 3802 3824 3846 3869 3891 3914 3937 3959 3982<br />
29 4005 4029 4052 4076 4099 4123 4147 4171 4195 4219<br />
30 4243 4267 4292 4317 4341 4366 4391 4417 4442 4467<br />
31 4493 4518 4544 4570 4596 4622 4649 4675 4702 4728<br />
32 4755 4782 4809 4836 4864 4891 4919 4947 4974 5003<br />
33 5031 5059 5087 5116 5145 5174 5203 5232 5261 5290<br />
34 5320 5350 5380 5410 5440 5470 5500 5531 5562 5593<br />
35 5624 5655 5686 5718 5749 5781 5813 5845 5877 5910<br />
36 5942 5975 6008 6041 6074 6107 6141 6174 6208 6242<br />
37 6276 6311 6345 6380 6414 6449 6484 6520 6555 6591<br />
38 6626 6662 6698 6735 6771 6808 6845 6881 6919 6956<br />
39 6993 7031 7069 7107 7145 7183 7222 7261 7299 7339<br />
40 7378 7417 7457 7497 7537 7577 7617 7658 7698 7739<br />
41 7780 7821 7863 7905 7946 7988 8031 8073 8116 8159<br />
42 8202 8245 8288 8332 8375 8419 8464 8508 8553 8597<br />
43 8642 8687 8733 8778 8824 8870 8916 8963 9010 9056<br />
44 9103 9151 9198 9246 9294 9342 9390 9439 9487 9536<br />
45 9590 9630 9680 9730 9780 9830 9890 9940 9990 10040<br />
46 10090 10140 10190 10240 10300 10350 10400 10460 10510 10560<br />
47 10620 10670 10720 10780 10830 10890 10940 11000 11050 11110<br />
48 11170 11220 11280 11340 11390 11450 11510 11570 11620 11680<br />
49 11740 11800 11860 11920 11980 12040 12100 12170 12220 12280
ANEXO 3.2 Tabela Psicrométrica [Humida<strong>de</strong> relativa a 100 kPa para diferentes<br />
valores <strong>de</strong> Tw e <strong>de</strong> (Ta -Tw)] (Ta = temperatura do ar, em ºC; Tw = temperatura do<br />
termómetro molhado, em ºC)<br />
T w<br />
T a-T w<br />
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15<br />
-10 100 62,8 38,5 17,5<br />
-9 100 73 49,5 29 11,3<br />
-8 100 74,5 52,2 32,8 16 1,4<br />
-7 100 75,9 54,8 36,4 20,3 6,4<br />
-6 100 77,2 57,2 39,6 24,3 11<br />
-5 100 78,4 59,3 42,7 28,1 15,3 4,2<br />
-4 100 79,5 61,4 45,5 31,5 19,3 8,6<br />
-3 100 80,5 63,2 48 34,7 22,9 12,6 3,6<br />
-2 100 81,4 65 50,4 37,6 26,3 16,4 7,7 0,1<br />
-1 100 82,3 66,6 52,6 40,3 29,5 19,9 11,5 4,1<br />
0 100 83 67,8 54,4 42,5 32 22,7 14,5 7,3 0,9<br />
1 100 83,7 69,2 56,3 44,9 34,7 25,8 17,8 10,8 4,6<br />
2 100 84,4 70,5 58,1 47,1 37,3 28,6 20,9 14,1 8 2,7<br />
3 100 85,1 71,7 59,8 49,2 39,7 31,3 23,8 17,1 11,2 6 1,4<br />
4 100 85,7 72,8 61,3 51,1 41,9 33,8 26,5 20 14,2 9,1 4,6 0,6<br />
5 100 86,2 73,9 62,8 52,9 44 36,1 29 22,7 17 12 7,5 3,6 0,1<br />
6 100 86,7 74,8 64,1 54,5 45,9 38,2 31,3 25,1 19,6 14,7 10,3 6,4 2,9<br />
7 100 87,2 75,7 65,4 56,1 47,8 40,3 33,5 27,5 22,1 17,2 12,9 9 5,6 2,5<br />
8 100 87,7 76,6 66,6 57,6 49,5 42,2 35,6 29,7 24,4 19,6 15,3 11,5 8,1 5 2,3<br />
9 100 88,1 77,4 67,7 58,9 51 43,9 37,5 31,7 26,5 21,8 17,6 13,9 10,5 7,4 4,7<br />
10 100 88,4 78 68,6 60 52,3 45,3 39 33,4 28,2 23,6 19,5 15,7 12,3 9,3 6,6<br />
11 100 88,8 78,7 69,5 61,2 53,7 46,9 40,8 35,2 30,2 25,6 21,5 17,8 14,5 11,4 8,7<br />
12 100 89,2 79,4 70,5 62,4 55 48,4 42,4 36,9 32 27,5 23,4 19,8 16,5 13,5 10,8<br />
13 100 89,5 80 71,3 63,4 56,3 49 43,9 38,5 33,7 29,3 25,3 21,6 18,3 15,4 12,7<br />
14 100 89,8 80,6 72,1 64,4 57,5 51,1 45,3 40,1 35,3 30,9 27 23,4 20,1 17,1 14,5<br />
15 100 90,1 81,1 72,9 65,4 58,6 52,3 46,7 41,5 36,8 32,5 28,6 25 21,8 18,8 16,2<br />
16 100 90,4 81,6 73,6 66,3 59,6 53,5 47,9 42,9 38,2 34 30,1 26,6 23,4 20,5 17,8<br />
17 100 90,6 82,1 74,3 67,1 60,6 54,6 49,1 44,1 39,6 35,4 31,6 28,1 24,9 22 19,3<br />
18 100 90,9 82,5 74,9 67,9 61,5 55,6 50,3 45,3 40,8 36,7 32,9 29,5 26,3 23,4 20,8<br />
19 100 91,1 83 75,5 68,7 62,4 56,6 51,3 46,5 42,1 38 34,2 30,8 27,7 24,8 22,1<br />
20 100 91,3 83,3 76 69,3 63,1 57,4 52,2 47,4 43 39 35,3 31,9 28,8 25,9 23,2<br />
21 100 91,5 83,7 76,5 69,9 63,9 58,3 53,2 48,5 44,1 40,1 36,5 33,1 30 27,1 24,5<br />
22 100 91,7 84,1 77 70,6 64,6 59,1 54,1 49,4 45,2 41,2 37,6 34,2 31,2 28,3 25,7<br />
23 100 91,9 84,4 77,5 71,1 65,3 59,9 55 50,4 46,2 42,3 38,7 35,3 32,3 29,5 26,8<br />
24 100 92,1 84,7 78 71,7 66 60,7 55,8 51,3 47,1 43,2 39,7 36,4 33,3 30,5 27,9<br />
25 100 92,2 85 78,4 72,3 66,6 61,4 56,6 52,1 48 44,2 40,6 37,4 34,4 31,6 29<br />
26 100 92,4 85,3 78,8 72,7 67,2 62,1 57,3 52,9 48,8 45,1 41,6 38,3 35,3 32,5 30<br />
27 100 92,5 85,6 79,2 73,3 67,8 62,8 58,1 53,7 49,7 45,9 42,5 39,2 36,2 33,5 30,9<br />
28 100 92,7 85,9 79,6 73,8 68,4 63,4 58,7 54,4 50,4 46,7 43,3 40,1 37,1 34,4 31,8<br />
29 100 92,8 86,1 80 74,2 68,9 64 59,4 55,1 51,2 47,5 44,1 40,9 38 35,2 32,7<br />
30 100 92,9 86,4 80,3 74,6 69,3 64,5 59,9 55,7 51,8 48,2 44,8 41,6 38,7 35,9 33,4<br />
31 100 93 86,6 80,6 75 69,8 65 60,5 56,4 52,5 48,9 45,5 42,4 39,5 36,7 34,2<br />
32 100 93,2 86,8 80,9 75,4 70,3 65,5 61,1 57 53,1 49,6 46,2 43,1 40,2 37,5 35<br />
33 100 93,3 87 81,2 75,8 70,7 66 61,7 57,6 53,8 50,2 46,9 43,8 40,9 38,2 35,7<br />
34 100 93,4 87,2 81,5 76,1 71,2 66,5 62,2 58,1 54,4 50,9 47,6 44,5 41,6 39 36,4<br />
35 100 93,5 87,4 81,8 76,5 71,6 67 62,7 58,7 55 51,5 48,2 45,2 42,3 39,6 37,1<br />
36 100 93,6 87,6 82 76,8 72 67,4 63,2 59,2 55,5 52,1 48,8 45,8 42,9 40,3 37,8<br />
37 100 93,7 87,8 82,3 77,1 72,3 67,9 63,7 59,7 56,1 52,6 49,4 46,4 43,6 40,9 38,4<br />
38 100 93,8 88 82,5 77,5 72,7 68,3 64,1 60,2 56,6 53,2 50 47 44,2 41,5 39,1<br />
39 100 93,9 88,1 82,8 77,7 73,1 68,7 64,5 60,7 57,1 53,7 50,5 47,5 44,7 42,1 39,7<br />
75
ANEXO 3.3 Tabela Psicrométrica [Tensão <strong>de</strong> vapor, em Pa, à pressão atm. <strong>de</strong> 100<br />
kPa, para diferentes valores <strong>de</strong> Tw e <strong>de</strong> Ta -Tw)]. (Ta = temperatura do ar, em ºC; Tw<br />
= temperatura do termómetro molhado, em ºC)<br />
76<br />
T w<br />
T a -T w<br />
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15<br />
-10 260 190 130 60<br />
-9 284 240 180 110 50<br />
-8 310 270 200 140 70 10<br />
-7 338 300 230 170 100 30<br />
-6 368 330 260 190 130 60<br />
-5 402 360 290 230 160 90 30<br />
-4 437 390 320 260 190 130 60<br />
-3 476 420 360 290 230 160 100 30<br />
-2 517 460 400 330 270 200 130 70<br />
-1 562 500 440 370 310 240 170 110 40<br />
0 611 545 478 412 346 279 212 145 78 11<br />
1 657 591 524 458 391 325 258 191 124 56<br />
2 705 639 573 507 440 374 307 240 173 105 38<br />
3 758 691 625 559 492 426 359 292 225 157 90 22<br />
4 813 747 681 614 548 481 414 347 280 213 145 78 10<br />
5 872 806 740 673 607 540 473 406 339 272 204 137 69 1<br />
6 935 869 802 736 669 603 536 469 402 334 267 199 132 64<br />
7 1001 935 869 803 736 669 603 536 468 401 334 266 198 130 62<br />
8 1072 1006 940 873 807 740 673 606 539 472 405 337 269 201 133 65<br />
9 1147 1081 1015 949 882 815 749 682 615 547 480 412 344 277 209 140<br />
10 1227 1160 1093 1026 959 892 824 756 688 620 552 484 415 347 278 209<br />
11 1312 1245 1178 1111 1044 976 909 841 773 705 637 568 500 431 362 293<br />
12 1402 1335 1268 1201 1133 1066 998 931 863 795 727 658 590 521 452 383<br />
13 1497 1430 1363 1296 1229 1161 1094 1026 958 890 822 753 685 616 547 478<br />
14 1598 1531 1464 1397 1329 1262 1194 1127 1059 991 922 854 786 717 648 579<br />
15 1704 1638 1571 1503 1436 1369 1301 1233 1165 1097 1029 9561 892 824 755 686<br />
16 1817 1750 1683 1616 1549 1482 1414 1346 1278 1210 1142 1074 1005 937 868 799<br />
17 1937 1870 1803 1736 1668 1601 1533 1466 1398 1330 1262 1193 1125 1056 987 918<br />
18 2063 1996 1929 1862 1795 1727 1660 1592 1524 1456 1388 1319 1251 1182 1113 1045<br />
19 2196 2130 2063 1995 1928 1861 1793 1725 1657 1589 1521 1453 1384 1316 1247 1178<br />
20 2337 2270 2220 2134 2066 1998 1929 1861 1792 1723 1655 1585 1516 1447 1377 1307<br />
21 2486 2418 2351 2283 2215 2147 2978 2010 1941 1872 1803 1734 1665 1595 1526 1456<br />
22 2643 2575 2508 2440 2372 2304 2235 2167 2098 2029 1960 1891 1822 1752 1683 1613<br />
23 2809 2741 2673 2605 2537 2469 2401 2332 2264 2195 2126 2057 1987 1918 1848 1770<br />
24 2983 2916 2848 2780 2712 2644 2575 2507 2438 2369 2300 2231 2162 2093 2023 1953<br />
25 3167 3099 3032 2964 2896 2828 2759 2691 2622 2553 2484 2415 2346 2277 2207 2137<br />
26 3361 3293 3226 3158 3090 3021 2953 2885 2816 2747 2678 2609 2540 2470 2401 2331<br />
27 3565 3497 3430 3362 3294 3225 3157 3089 3020 2951 2882 2813 2744 2674 2605 2535<br />
28 3780 3712 3644 3576 3508 3440 3372 3303 3235 3166 3097 3028 2958 2889 2819 2750<br />
29 4005 3938 3870 3802 3734 3666 3598 3529 3460 3392 3323 3254 3184 3115 3045 2976<br />
30 4243 4175 4106 4038 3669 3900 3831 3761 3692 3622 3553 3483 3413 3343 3272 3202<br />
31 4493 4424 4356 4287 4218 4149 4080 4011 3942 3872 3802 3733 3662 3592 3522 3452<br />
32 4755 4687 4618 4550 4481 4412 4343 4273 4204 4134 4065 3995 3925 3855 3784 3714<br />
33 5031 4962 4894 4825 4756 4687 4618 4549 4480 4410 4340 4270 4200 4130 4060 3989<br />
34 5320 5252 5183 5114 5046 4977 4908 4838 4769 4699 4630 4560 4490 4420 4349 4279<br />
35 5624 5555 5487 5418 5349 5280 5211 5142 5073 5003 4933 5863 4793 4723 4653 4582<br />
36 5942 5874 5805 5737 5668 5599 5530 5461 5391 5322 5252 5182 5112 5042 4971 4901<br />
37 6276 6208 6139 6071 6002 5933 5864 5795 5725 5656 5586 5516 5446 5376 5305 5235<br />
38 6626 6558 6490 6421 6352 6283 6214 6145 6075 6006 5936 5866 5796 5726 5656 5585<br />
39 6993 6925 6857 6788 6719 6650 6581 6512 6442 6373 6303 6233 6163 6093 6023 5952
ANEXO 3.4. Guião para a classificação rápida dos tipos e subtipos climáticos<br />
segundo Köppen [Tann = Temperatura média anual (°C); Tmin = Temperatura<br />
média mensal do mês mais frio (°C); Tmax = Temperatura média do mês quente<br />
(°C); Tann = Temperatura média anual (°C); Rann = Precipitação total anual (mm);<br />
Rmin – Precipitação do mês mais seco (mm); Rmáx – Precipitação do mês mais<br />
húmido (mm)]<br />
77
LISTA DE SÍMBOLOS<br />
78<br />
A área (m 2 )<br />
CEET concentração Estival da Eficiência Térmica (Classif.<br />
Racional dos <strong>Clima</strong>s <strong>de</strong> Thornthwaite) (%)<br />
cp<br />
calor específico a pressão constante (J kg -1 ºC -1 ),<br />
D défice anual (Classif. Racional dos <strong>Clima</strong>s <strong>de</strong><br />
Thornthwaite) (mm)<br />
DS défice <strong>de</strong> saturação (Pa, g m -3 ou %)<br />
E (1) po<strong>de</strong>r emissivo ou energia emitida por um corpo<br />
negro (W m -2 )<br />
(2) evaporação <strong>de</strong> água (g m 2 s -1 , mm)<br />
E tensão <strong>de</strong> vapor (kPa)<br />
ET eficiência térmica (Classif. Racional dos <strong>Clima</strong>s <strong>de</strong><br />
Thornthwaite) (mm)<br />
ea<br />
es<br />
tensão (ou pressão) <strong>de</strong> vapor atual (kPa)<br />
tensão (ou pressão) máxima <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água (kPa)<br />
ET evapotranspiração (mm)<br />
ETp evapotranspiração potencial (mm)<br />
ETr evapotranspiração real (mm)<br />
g aceleração da gravida<strong>de</strong> (9,8 m s -2 )<br />
G fluxo <strong>de</strong> energia trocado entre uma superfície e o meio<br />
subjacente (solo por ex.) (W m -2 )<br />
H fluxo <strong>de</strong> energia entre a superfície e o ar (W m -2 )<br />
HR humida<strong>de</strong> relativa (%)<br />
Ihu índice <strong>de</strong> humida<strong>de</strong> (Classif. Racional dos <strong>Clima</strong>s <strong>de</strong><br />
Thornthwaite) (%)<br />
Ia índice <strong>de</strong> ari<strong>de</strong>z (Classif. Racional dos <strong>Clima</strong>s <strong>de</strong><br />
Thornthwaite) (%)<br />
Ihi índice hídrico (Classif. Racional dos <strong>Clima</strong>s <strong>de</strong><br />
Thornthwaite) (%)
L radiação atmosférica (W m -2 )<br />
L radiação terrestre (W m -2 )<br />
LE calor latente (W m -2 )<br />
m massa <strong>de</strong> volume <strong>de</strong> ar (kg)<br />
md<br />
mw<br />
massa <strong>de</strong> ar seco (= 28,966 g) (kg)<br />
massa <strong>de</strong> vapor <strong>de</strong> água (=18g) (kg)<br />
p pressão atmosférica atual (Pa, mb, mmHg)<br />
P pressão atmosférica normal ( = 101,3 kPa = 1013,25 mb =<br />
760 mm Hg).<br />
q humida<strong>de</strong> específica (kg kg -1 )<br />
R (1) constante universal dos gases (= 287,05 J kg -1 K -1 )<br />
(2) precipitação (mm)<br />
Rn balanço <strong>de</strong> radiação ou a radiação líquida (W m -2 )<br />
Rnl<br />
Rns<br />
radiação <strong>de</strong> gran<strong>de</strong> comprimento <strong>de</strong> onda (W m -2 )<br />
radiação <strong>de</strong> curto comprimento <strong>de</strong> onda (W m -2 )<br />
S superavit anual (Classif. Racional dos <strong>Clima</strong>s <strong>de</strong><br />
Thornthwaite) (mm)<br />
S radiação solar global (W m -2 )<br />
S radiação solar refletida (W m -2 )<br />
Sdir<br />
radiação solar direta (W m -2 )<br />
Sdif radiação solar difusa (W m -2 )<br />
t tempo (s, horas)<br />
T temperatura absoluta do corpo (K)<br />
Ta<br />
Ti<br />
To<br />
Tv<br />
Tw<br />
temperatura do fluido (ar) (ºC)<br />
temperatura irradiativa (ºC ou K)<br />
temperatura do ponto <strong>de</strong> orvalho (ºC)<br />
temperatura virtual (ºC)<br />
temperatura do termómetro molhado(ºC)<br />
v volume (m 3 )<br />
w razão <strong>de</strong> mistura (Kg Kg -1 )<br />
79
80<br />
p diferença <strong>de</strong> pressão (Pa)<br />
R variação da quantida<strong>de</strong> da precipitação (mm)<br />
t intervalo <strong>de</strong> tempo (s)<br />
z espessura <strong>de</strong> uma camada da atmosfera (m, Km)<br />
emissivida<strong>de</strong> <strong>de</strong> um corpo<br />
constante <strong>de</strong> Poisson para o ar seco R/cp)<br />
calor latente <strong>de</strong> vaporização (MJ Kg -1 )<br />
(1) <strong>de</strong>nsida<strong>de</strong> do ar (1,2250 Kg m -3 , ao nível do mar)<br />
(2) albedo (%)<br />
temperatura potencial (K)<br />
constante <strong>de</strong> Stefan-Boltzman ( = 5,67 x 10 -8 W m -2 K -4 ).<br />
humida<strong>de</strong> absoluta (g m -3 )<br />
a<br />
s<br />
humida<strong>de</strong> absoluta atual (g m -3 )<br />
humida<strong>de</strong> absoluta máxima (g m -3 )